Структурная геологія

Структурная геология

1.

Введение

.

Курсовой проект підбиває підсумки вивчення найважливішої частини курсу структурної геології, присвяченій формам залягання гірських порід і способам їх зображення на геологічних і тектонічних картах і розрізах. Він сприяє розвитку вміння вільного читання геологічних карток і івкористування зібраного матеріалу для різнобічного теоретичного аналізу. Основна мета курсової роботи закріпити знання з структурної геології і розвинути придбані навички аналізу геологічної карта народження і карти тектонічної структури. Робота переслідує також мета навчити використовувати дані геологічної картки цілого ряду узагальнень. Для аналізу геологічних карт треба вміти визначати вікову послідовність осадових, метаморфических і магмаческих гірських порід і встановити форми їх залягання; виявити і побачити види поверхонь незгод, проаналізувати їх значення для геологічної історії даної території; виділити найхарактерніші формації гірських порід і проаналізувати їх зв’язку з тектонічної структурою і геологічної історією; з урахуванням віку, складу і потужностей виділених стратиграфических підрозділів, і їх змін по простиранию, і навіть з урахуванням аналізу тектонічної структури встановити головні структурні елементи району й дати його тектонічна районування; вміти визначити склад парламенту й вік магматичних утворень, і навіть встановити, якої тектонічної епосі ставляться магматичні комплекси досліджуваної території; вміти описати тектоническую структуру і визначити головні етапи її формування; проаналізувати геологічну історію району й зробити основні висновки про закономірності і взаємозв'язках найважливіших геологічних подій, залучаючи знання, отримані з курсів історичної і структурної геології. За позитивного рішення поставлених питань використовується ряд методів: аналіз геологічних кордонів на карті, историко-геологический і палеотектонические методи, аналіз послідовності нашарування, метод аналізу перерв і незгод, метод вивчення фаций, метод вивчення потужностей, формаційний аналіз стану та інші методи. Аби вирішити перелічених вище завдань аналізується навчальна геологічна карта (18, виконана масштабу 1:200 000. Рельєф зображений горизонталями, проведеними через 20 метрів, що дозволяє у тому малому масштабі досить докладно вивчити рельєф даної территории.

Площадь досліджуваної території становить 1245 км².

2. Рельєф і річкова сеть.

На території даного району виділяють один тип рельєфуравнинный.

Максимальная абсолютна позначка — близько 413 м Минимальная абсолютна позначка — близько 280 м Относительное перевищення в середньому становить -133 м Рівнинний рельєф захоплює територію карти. Рельєф приурочена до виходам порід протерозойского, кембрийского, ордовикского, каменноугольного, пермського і навіть неогенового вікових груп. Вододіли орографически виражені не дуже добре, як невисоких пагорбів, те що схилів яких утворюють неясно виражені вододільні лінії. основні напрями вододілів відбуваються у північного заходу на південь по простиранию порід. На досліджуваної площі ріка Кзылсу протікає із заходу на південь, ще эта-же ріка Кзылсу з’являється у південно-східному розі карти (містечко Айсары) За формою розташування у плані ріка і його притоки утворюють пір'ястий малюнок, а головні притоки загалом створюють паралельний малюнок. Притоки протікають у північно-східному і південно-західному напрямах. По співвідношенню із геологічною будовою району головна долина річки Кзылсу є і неструктурной і структурно-обусловленной це й належить до повздовжньому типу річкових долин, головні притоки до поперечному типу, а другорядні до диагональному типу. Судячи з перевищення, що становить приблизно 20 м на 8−12 км, ріка Кзылсу належить до равнинному типу. У долині ріки та її приток формуються алювіальні відкладення представлені мелкои среднломочным матеріалом, що дає підстави припускати про невисокою швидкість руху потока, кроме цього у аллювии зустрічається торф, що позволяет будувати висновки про заболачивании за умов рівнинного рельефа.

3. Стратиграфия.

На досліджуваної території набули поширення породи протерозойской, кембрийской, ордовикской, девонской, кам’яновугільної, пермської і навіть неогеновой систем.

3.1.ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ СИСТЕМА Виходи порід даної системи перебувають у північно-східній частини карти, ще протерозойские відкладення оголюються загалом теченді припливу Улькаяк, що у 6 кілометрів від селища Теколи, виходячи з під молодших порід невеликим ділянкою, очевидно ці породи образуют тектонічна окно. На аналізованої території протерозой предсгавлен лише нижнім відділом і включає у собі три почту карасуйскую, чингизскую і озерновскую. Взаимоотношение з подстилающими породами з’ясувати неможливо т.к. є найдавнішими на представленийіншої карте.

3.1.1.Карасуйская почет Відкладення даної почту поширені лише з ділянці виходів протерозою в північно-східній частини карти у районі міста Айсары, з відривом 1 км до заходу від озера Улукуль, в 1.5 кілометрів від селища Караколь, і навіть з відривом 10 кілометрів від селища Караколь. Породы слагающие карасуйскую почту представлені мусковитовыми гнейсами, биотитовыми сланцами і амфиболитами. Так як у даної території є найбільш древними, взаимоотношения з нижележащими породами не установлены.

Общая потужність відкладень почту перевищує 1800 метров.

3.1.2.Чингизская почет Відкладення чингизской почту не більше району розвинені один кілометрів від міста Айсары, у районі озера Улукуль і селища Караколь на чотири км до сівбіро-востоку від селища Озерне. Представлені серицитовыми сланцями, рвзовыми кварцитами, окварцованными мраморами. Загальна потужність отложений почту становить 1500 метров.

3.1.3.Озерновская свита.

Породы даної почту розвинені на аналізованої території у 3 км на захід від міста Айсары, у два кілометрів від озера Улукуль крім того вони выходят на поверхню у вже згадуваному вище тектоническом вікні. Представлен чорними глинистыми і полосчатыми кварцитовыми сланцями. Прощая потужність відкладень почту перевищує 1500 метров.

2. Кембрийская система.

Породы кембрійської системи на аналізованої карті представлені лише верхнім отделом. Кембрий поруч із породами ордовикского віку утворюють систему лінійних складок мають простягання із Заходу на юго-восток.Отложения кембрійської системи виходять поверхню в размытых ядрах антиклинальных складок, кое-где той процес зайшов так таклеко, что на денну поверхню виходять породи протерозою (вище упоминавшееся тектонічна вікно). Взаємини описуваної системи з подстилающими породами несогласное, по всієї видимости, структурное (т.к.степень складчатости порід протерозою і кембрію разная).Кроме того на даної карті можна назвати стратиграфическое незгоду (з разреза випадають відкладення верхнього протерозоя, нижнего й середнього кембрия).

Породы верхнього кембрію на аналізованої карті представлені червоними і чорними яшмами, яшмо-кварцитами, диабазами, в основании-гравийные конгломерати і песчаники. Мощность становить 1000 позначокров.

3. Ордовикская система.

Породы титонского ярусу відповідно до залягають на відкладеннях кимеридского ярусу (рис. 2). Він складний глинисто-песчанисто-карбонатным флишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 615 метров.

3.1.2. Крейдова система.

Меловая система поширена північ від Любецького району. Представлена неокомским надъярусом, аптским і альбским ярусами нижнього крейди. Загальна потужність відкладень системи становить 1680 метров.

3.1.2.1. Неокомский надъярус (K1nc).

Отложения неокомского надъяруса залягають на породах титонского ярусу зі стратиграфическим незгодою (з розтину випадають породи готеривского і барремского ярусів) (рис. 3). Представлений бурими битуминозными аргиллитами із рідкими прослоями пісковиків. Загальна потужність відкладень надъяруса становить 500 метров.

3.1.2.2. Аптский ярус (K1a).

Породы аптского ярусу залягають з тектонічним незгодою на нижележащих породах (рис. 4). Представлений пестроцветными аргиллитами, чередующимися з мергелями і песчаниками. Загальна потужність відкладень ярусу становить 420 метров.

3.1.2.3. Альбский ярус (K1al).

Отложения альбского ярусу залягають з тектонічним незгодою на подстилающих породах (рис. 5). Представлений песчано-глинистым флишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 760 метров.

3.2. Ковачский район.

Отложения ковачского району поширені на цій території як смуги, протягивающейся від південно-західного краю карти східного краю. На території Ковачского району набули поширення пороы верхнемеловой, палеогеновой і неогеновой систем, складені карбонатно-терригенным флишем, і навіть эвапаритовыми формаціями. 3.2.1. Меловая система. Відкладення крейдової системи поширені всієї территовдз району. Представлені аптским і альбским ярусами нижнього відділу, сеноманским ярусом, сенонским надъярусом і датським ярусом верхнього відсправи. Загальна потужність відкладень системи становить 3800 метрів. 3.2.1.1.

Нижний відділ. Представлений аптским і альбским ярусами. Загальна потужність відкладень відділу становить 1200 метрів. 3.2.1.1.1. Аптский ярус (K1ap).

Породы аптского ярусу біля району поширені повсеместно.

Выходов на денну поверхню немає, оскільки є древним. Взаємини із подстилающими породами не встановлено. Складний стукачкароцветными аргиллитами чередующимися з мергелями і песчаниками. Прощая потужність відкладень ярусу становить 400 метров.

3.2.1.1.2. Альбский ярус (K1al).

Отложения альбского ярусу поширений по всій території району, немає виходів на денну поверхню немає. З аналізу стратиграфической колонки видно, що він відповідно до залягає на породах аптского ярусу. Складний песчанисто-глинистым флишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 800 метров.

3.2.1.2. Верхній отдел.

Распространен по всій території району. Представлений сеноманским ярусом, сенонским надъярусом і датським ярусом. Загальна потужність відкладень відділу становить 2600 метров.

3.2.1.2.1. Сеноманский ярус (K2cm).

Отложения сеноманського ярусу поширені території району, але виходів на денну поверхню не мають. Відповідно до залягають на породах альбского ярусу нижнього крейди. Складено відкладеннями кам’яною солі, соленосными глинами і песчаниками.

Общая потужність відкладень ярусу становить від 1000 до1500 метров.

3.2.1.2.2. Сенонский надъярус (K2sn).

Породы сенонского надъяруса залягають на породах сеноманського ярусу зі стратиграфическим несогласим (т.к. з розтину випадають відкладення туронского ярусу). Складено крупнозернистыми песчаниками з прослоями аргилитов і мергелів. Загальна потужність відкладень ярусу становить 600 метров.

3.2.1.2.3. Датський ярус (K2d).

Отложения датського ярусу поширені території району. Мають оголення як вузьких смуг північно-східного простирания. Складено чередующимися алевролитами і аргиллитами. Загальна потужність відкладень ярусу становить 500 метров.

3.2.2. Палеогеновая система.

Палеогеновая система поширена території району й представлена палеоценом, эоценом, олигоценом. Загальна потужність відкладень системи 1500 метрів. Представлена терригенно-карбонатными отложениями.

3.2.2.1. Палеоцен (Р1).

Отложения палеоцена поширені по всій території району. Залягають на нижележащих породах з тектонічним незгодою (рис. 6). Складено песчаниками з прослоями рожевих мергелів, аргиллитов і конгломератів. Загальна потужність відкладень становить 700 метров.

3.2.2.2. Эоцен (Р2).

Породы эоцена поширені території району. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Складний мергелями з прослоями аргиллитов. Загальна потужність відкладень становить 500 метров.

3.2.2.3. Олигоцен (Р3).

Отложения олигоцена поширені території району. Відповідно до залягають на породах эоцена. Складено вапняками з прослоями гіпсів і доломітів. Загальна потужність відкладень становить 300 метров.

3.2.3. Неогеновая система.

3.2.3.1. Гельветский і тортонский ярусу (N1h+t).

Отложения неогеновой системи на території району мають локальне поширення. Представлені об'єднаними гельветским і тортонским ярусами міоцену. Залягають на породах олигоцена з паралельним незгодою (за даними стратиграфической колонки).

Сложены конгломератами з прослоями пісковиків. Загальна потужність відкладень ярусів становить 300 метров.

3.3. Неринский район.

Отложения неринского району мають найбільшого поширення і як розташовані у частині карти, витягаючи з заходу на північний схід. На території Неринского району виходи поверхню отримали лише породи неогеновой системи, однак у його геологічному будову беруть участь як і відкладення крейдової і палеогеновой систем. Представлений карбонатно-глинистыми відкладеннями. Загальна потужність відкладень у районі становить 2400 метров.

3.3.1. Крейдова система.

Породы крейдової системи виходів на поверхню немає. Представлені готеривским, барремским, аптским ярусами нижнього відділу. Загальна потужність відкладень системи становить 150 метров.

3.3.1.1. Готеривский ярус (K1h).

Породы готеривского ярусу поширені території району, але виходів на поверхню немає. Бо вони є найдавнішими, то стосунки з нижележащими породами не встановлено. Складено сірими мергелями. Загальна потужність відкладень ярусу становить понад 60 метров.

3.3.1.2. Барремский ярус (K1b).

Отложения барремского ярусу поширені території, але виходів на поверхню немає. Відповідно до залягають на породах готеривского ярусу. Складено вапняками з лінзами кременів. Загальна потужність відкладень 55 метров.

3.3.1.3. Аптский ярус (K1ap).

Породы аптского ярусу поширені території району, але виходів на поверхню немає. На породах барремского ярусу залягає відповідно до. Складено зелено-серыми мергелями. Загальна потужність відкладень ярусу становить 35 метров.

3.3.2. Палеогеновая система.

На території району поширена повсюдно, але виходів на денну поверхню немає. Представлена палеоценом, эоценом і олигоценом. Загальна потужність відкладень становить 155 метров.

3.3.2.1. Палеоцен (Р1).

Породы палеоцена біля району поширені повсюдно, але виходів на денну поверхню немає. Залягають на розмитою поверхні порід аптского ярусу нижнього крейди, що доводить наявність стратиграфического незгоди між тими породами. Складний песчаниками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 25 метров.

3.3.2.2. Эоцен (Р2).

Отложения эоцена поширені повсюдно, але виходів на поверхню немає. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Представлені вапняками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 30 метров.

3.3.2.3. Олигоцен (Р3).

Породы олигоцена поширені по всій території району, але виходів на денну поверхню немає. Вони відповідно до залягають на породах эоцена. Складено доломитами чередующимися з гипсами. Загальна потужність відкладень становить 550 метров.

3.3.3. Неогеновая система.

Неогеновая система поширена території району. Представлена миоценом і плиоценом. Загальна потужність відкладень системи становить 2100 метров.

3.3.3.1. Миоцен.

Отложения міоцену поширені по всій території району. Представлені нерасчлененными гельветским і тортонским, сарматським і мэотическим ярусами. Загальна потужність відкладень становить 1270 метров.

3.3.3.1.1. Гельветский і тортонский ярусу (N1h+t).

Породы гельветского і тортонского ярусів поширені території району, але виходів на денну поверхню немає. Залягають на розмитою поверхні відкладень олигоцена. Складено песчаниками з прослоями алевролитов і мелкогалечных конгломератів. Загальна потужність відкладень ярусів становить 550 метров.

3.3.3.1.2. Сарматський і мэотический ярусу (N1s+m).

Отложения сарматського і мэотического ярусів поширені території району, але виходів на поверхню немає. На породах гельветского і тортонского ярусів залягають відповідно до. Складено песчаниками з прослоями алевролитов і бурих углей.

Общая потужність відкладень становить 720 метров.

3.3.3.2. Плиоцен.

Плиоцен поширений на території району. Представлений понтическим і кіммерійським ярусами. Загальна потужність відкладень становить 830 метров.

3.3.3.2.1. Понтический ярус (N2pn).

Породы понтического ярусу поширені території району й виходять поверхню як ядер антиклиналей. Відповідно до залягають на породах об'єднаних сарматського і мэотического ярусів (за даними стратиграфической колонки). Складено аргиллитами з прослоями пісковиків. Загальна потужність відкладень становить 450 метров.

3.3.3.2.2. Кимериджский ярус (N2k).

Отложения кімерійського ярусу поширені повсюдно біля району. На породах понтического ярусу залягають відповідно до (рис 7.) Вони складено песчаниками і алевролитами. Загальна потужність відкладень становить 380 метров.

3.4. Трубачский район.

Отложения Трубачского району поширені північному заході досліджуваної території. Представлені породами крейдової і палеогеновой системами, залегающими без кутових, і тектонічних незгод (рис 8). Загальна потужність відкладень 230 м.

3.4.1. Крейдова система.

Меловая система поширена по всій території району. Представлена нижнім відділом. Ярусама нижнього відділу залягають між собою відповідно до. Загальна потужність відкладень системи становить 129 метров.

3.4.1.1. Нижній отдел.

3.4.1.1.1. Готеривский ярус (K1h).

Отложения готеривского ярусу поширені території району. Бо вони є найдавнішими, то стосунки з нижележащими породами не встановлено. Складено сірими мергелями з прослоями пісковиків і зелено-серых песчанистых мергелів. Загальна потужність відкладень ярусу становить понад 40 метров.

3.4.1.1.2. Барремский ярус (K1b).

Породы барремского ярусу поширені території району. Складено білими толстослоистыми вапняками з прослоями і лінзами кременів. Загальна потужність відкладень 55 метров.

3.4.1.1.3. Аптский ярус (K1ap).

Отложения аптского ярусу поширені території району. Складено зеленими мергелями. Загальна потужність відкладень ярусу становить 34 метра.

3.4.2. Палеогеновая система.

На території району поширена повсюдно. Представлена палеоценом, эоценом і олигоценом. Загальна потужність відкладень становить 101 метр.

3.4.2.1. Палеоцен (Р1).

Породы палеоцена біля району поширені повсюдно. Вони залягають на розмитою поверхні відкладень аптского ярусу нижнього крейди, що доводить наявність стратиграфического незгоди. Складний крупнои среднезернистыми песчаниками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 23 метра.

3.4.2.2. Эоцен (Р2).

Отложения эоцена поширені повсюдно. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Представлені ясно-сірими вапняками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 23 метра.

3.4.2.3. Олигоцен (Р3).

Породы олигоцена поширені по всій території району. Відповідно до залягають на породах эоцена. Складено доломитами чередующимися з гипсами. Загальна потужність відкладень становить 55 метров.

4. Тектонічна будова района.

Описываемая територія включає у собі область розвитку кайнозойской (альпійської) складчатости що у вигляді ядра антиклинория, крайового прогину та прилеглій щодо нього платформи, розділених між собою розривними порушень. Надалі опис ведеться за окремим тектонічним областям.

4.1. Платформа.

Из аналізу карти цьому районі можливо оцінити лише платформенный чохол, т.к. даних про фундаменті відсутні. Виходи порід платформного чохла спостерігаються в північно-західній частини досліджуваної території у межах Трубачского району. Породи формувалися за умов платформного режиму і складено карбонатно-терригенными і эвапоритовыми формаціями, залегающими горизонтально чи субгоризонтально з притаманними платформного чохла малими потужностями не перевищують 200 м. Розривні порушення у межах платформного чохла отсутствуют.

На півдні відокремлюється разрывным порушенням I порядку (скиданням) від зовнішньої частини крайового прогиба.

4.2. Крайовий прогиб.

Краевой прогин цій галузі по стратиграфическим і тектоничеким розбіжностям можна підрозділити на зовнішню і внутрішню частини. Слагающие їх формації притаманні орогенной области.

4.2.1. Зовнішня частина крайового прогину Зовнішня частина крайового прогину лежить у центральній частині досліджуваної території у межах Неринского району. У його будову можна назвати дві структурно-формационные області, які характеризуються різними геотектоническими режимами. На платформенном чохлі, складеним вищеописаними породами з кутовим незгодою залягають породи неогенового віку, зім'яті в слабовыраженные брахиформные складки. Породи гельветского і тортонского ярусів утворюють флексуры.

С півночі і півдня зовнішня частина крайового прогину обмежена розривними порушеннями. З півночі відокремлюється від платформи скиданням з кутом падіння сместителя 70 град., нахиленого в південно-східному напрямі. Блок крайового прогину опущений. Усередині зовнішньої частини крайового прогину проходить розрив I порядку, классифицирующийся як сбросо-сдвиг. По карті визначити горизонтальну складову зсуву видається можливим, але може бути він стався у південно-західному напрямі. Поверхня сместителя нахилена в південно-східному напрямі. Кути падіння поверхні сместителя змінюються від 70 до 75 град. З півдня на зовнішню частина крайового прогину насунута внутрішня частина, відділяючись розривом I порядку (надвигом). 4.2.2. Внутрішня частина крайового прогину Внутрішня частина крайового прогину лежить у південній частині досліджуваної території у межах Ковачского району. У його будову приймають участь породи мел-палеоген-неогенового віку (значної ролі грають породи верхнемелового віку) із наступними характерними для орогенной області формаціями уламкових, эвапаритовых і карбонатно-терригенных порід, зім'ятих в лінійні складки як великі складки I порядку і менші складки II поряка з сундучной формою замку. У південній частині прогину розташовуються перекинуті складки.

С півночі внутрішня частина крайового прогину обмежена надвигом I порядку, сместитель якого нахилений в південно-східному напрямі під кутами від 33 до 55 град. Усередині цій території выделяюся 5 надвигов II порядку, їхнім виокремленням чешуйчато-надвиговую систему з загальним простяганням із заходу на південний схід. Усі надвиги нахилені в південно-східному напрямі, з кутами падіння сместителей изменяющимися від 53 до 60 град. З півдня на внутрішню частина крайового прогину надвинуто ядро антиклинория.

4.3. Ядро антиклинория Ядро антиклинория розміщено на південному сході території у межах Любецького району і є геосинклинальной областю альпійської складчатости. У його будові беруть участь відкладення юрської і крейдової систем з характпрным комплексом порід осадової геосинклинальной формації терригенным флишем з небольшым присутністю карбонатного матеріалу. Породи інтенсивно зім'яті в лінійні сильно стислі складки північно-східного простирания. Залягання порід перекинуте з чергуванням антиклинальных і синклинальных складок I порядку. Пласти перекинуті в південно-східному напрямку кутами паденя від 25 до70 град. Ядро антиклинория надвинуто на внутрішню частина крайового прогину, створюючи шарьяж, аллахтоном якого є породи юрско-мелового віку, а автохтоном верхнемелового-палеоген-неогенового віку. Тектонічні останцы утворені породами нижнього крейди альбского ярусу. Ядро антиклинория (аллахтон) отделяеется від внутрішньої частини крайового прогину (автохтона) поверхнею волочіння з кутами падіння від 8 до 10 град. Сместитель нахилений в південно-східному напрямі. Усередині антиклинория виділяється низку надвигов (5), їхнім виокремленням чешуйчато-надвиговую систему з нахилом сместителей у тому напрямі, що і поверхня волочіння. Кути нахилу поверхні сместителей збільшуються в південно-східному напрямі від 18 до 35 град.

5. Історія геологічного розвитку района.

История даного геологічного району є дуже складний і розробити цікавий процес. Складність процесу у тому, що ядро антиклинория й внутрішня соціальність частина крайового прогину утворювалися не так на цій території, а південний схід від її й лише у результаті виникнення шарьяжа було у межі описуваного району. У результаті історія геологічного розвитку, розглядається щодо окремих тектонічним областям у різні етапи геологічного розвитку .

5.1. Мезозойский етап розвитку 5.1.1. Ядро антиклинория У юрський і крейдової періоди породи, слагающие антиклинорий, утворювалися значно південний схід від цій території. У той час переважали негативні вертикальні тектонічні руху, що приводили до опускання території - і нагромадженню песчано-глинистого матеріалу з додатком карбонатних опадів. що свідчить про морських умовах накопичення опадів, причому наявність чорних глинистих сланців, прослоев сидеритов і флишевой формації дозволяє зробити висновок про осадконакоплении.

Первоначально відбувалося в досить глибоководних умовах, що змінилися після невеликого перерви (позитивні вертикальні тектонічні руху на кінці середньої юри привели до припинення накопичення опадів, возобновившегося внаслідок негативних тектонічних рухів у початку верхньої юри кимериджского століття) більш мелководными: області дрібного шельфу у зоні волно-прибойной діяльності моря. Наприкінці раннього крейди альбского століття дана територія внаслідок вертикальних тектонічних рухів піднялася значно перевищує рівень моря, и осадконакопление припинилося, поступившись денудационным процесам, триваючим до нинішнього времени.

5.1.2. Внутрішня частина крайового прогину У крейдової період територія формування внутрішньої частини крайового прогину також перебувала південний схід від території, представленої на карті. У кінці раннього крейди (аптский і альбский століття) умови накопичення опадів були аналогічні умовам накопичення опадів антиклинория. Однак у відмінність від антиклинория вконце альбского століття не сталися позитивні тектонічні руху. Накапливавшиея тим часом эвапаритовые відкладення свідчать про наявність субзамкнутого дрібного басейну, який повільному тектонічному опускання. У разі аридного клімату у ньому випаровувалося води більше, чес притікало з відкритого океану, завдяки чому концентрація солей безупинно підвищувалася й розпочиналося поступове ритмічне випадання солей із води басейну. Наприкінці сеноманського століття відбувається підняття території вище рівня моря, и нетривалому існуванню суші. На початку сенонского часу відбувається новий етап опускання території і що накопичення каарбонатно-глинистых опадів на морських условиях.

5.1.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа У нижнемеловой період територія, зайнята зовнішньої частиною крайового прогину і платформою мала однакову історію. Вона була областю накопичення опадів істотно карбонатних опадів на морських умовах. Негативні тектонічні руху були незначні що можна судити з аналізу потужностей накоплившихся порід. Наприкінці аптского століття территориия пережила підняття і осадконакопление прекратилось.

5.2. Палеогеновий етап розвитку 5.2.1. Ядро антиклинория Ядро антиклинория продовжує залишатися суходолом з пульсационными тектонічними рухами про що свідчить періодичне накопичення в крайовому прогибе грубообломочного матеріалу, швидше за все сносимого саме з цим території. Це був формування лінійних складок.

5.2.2. Внутрішня частина крайового прогину На початку палеогенового періоду у районі антиклинория мабуть виникли нові тектонічні руху, що призвели до активної руйнації порід і зносу їх у внутрішнє частина крайового прогину про що свідчить його присутність серед товщах терригенно-карбонатных опадів конгломератів. Сама внутрішня частина крайового прогину тим часом відчувала тектонічна опускання і було частиною морського басейну. Наприкінці пізнього палеогену дана територія зазнає позитивні вертикальні тектонічні руху, що зумовлює припинення осадконакопления.

5.2.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа На початку раннього палеогену на цій території відновлюються негативні тектонічні руху, причому у районі крайового прогину слабшими (потужність опадів на районі платформи трохи менше). До кінцю пізнього палеогену территориия відчуває підняття із припиненням осадконакопления.

5.3. Неогеновий етап розвитку У цей час накопичення опадів відбувається в крайовому прогибе.

5.3.1. Внутрішня частина крайового прогину У міоцені (гельветский і тортонский століття) знову відбувається опускання суші крайового прогину й накопичення терригенного матеріалу зокрема грубообломочного (очевидно знову відбувалося підвищення тектонічної активності у районі антиклинория). Наприкінці гельветского і тартонского століть під впливом вертикальних тектонічних рухів дана територія стає суходолом і осадконакопление припиняється, після чого відбувається освіту складок.

5.3.2. Зовнішня частина крайового прогину У епоху міоцену і пліоцену на цій території відбувається опускання суші, тривале остаточно кімерійського століття. Накапливаюся терригенные опади спочатку більш грубообломочные, в сарматське і мэотическое час відбувається накопичення бурих вугілля. Наприкінці кімерійського століття відбуваються тектонічні підняття і перерва у осадконакоплении.

5.4. Час максимальної активізації Альпійської складчатости даного району Це час максимальної тектонічної активізації й життєздатного утворення надвиговой системи. Вочевидь у районі, розташованому південний схід від антиклинория відбувалися активні тектонічні руху, і магматизм, що призвели до утворення раздвигов з значної горизонтальній складової і (чи) значних зрушень у блоках фундаменту. Це викликало у себе потужні навантаження на сусідні породи переміщення в напрямі дії тектонічних сил, які можна визначити по цінній вказівці кутів падінь сместителей розривних порушень на карті, тобто. це напрям південний схід північний захід. Через війну таких спрямованих рухів утворився шарьж, насування I порядку й численні другорядні надвиги всередині блоков.

Однако це єдині сили які діють цій території. Скидання і сбросо-сдвиг I ладу у північно-західній ділянці карти засвідчують наявність також потужних вертикальних рухів і рухів на шляху північний схід юго-запад.

Возможно припустити, що описувана територія й у час є тектонически активної. Глава 1. ЗАПРОВАДЖЕННЯ У процесі виконання курсової роботи проведено аналіз геологічної карти 50 000 масштабу 1969 г, составитель В. Г. Тихомиров під редакцією М. М. Москвина, Ю. А. Зайцева. Описание ведеться за в східній частині карты. Описываемый район належить до центральній частині Казахстана. На карті відбито выходыпород силурийского, девонского, каменноугольного візраста.Центральную частина карти займає велике интрузивное тело-батолит, имеющий складне многофазовое строение. Наиболее високі точки району (г.Волк 1080 м) перебувають у межах виходу интрузивного образования, и звуться Гранітних гор. В районах річок Корнет і Пшада висотні ометки знижуються до 400 м.

Текстовая частина курсового проекту включає докладний опис стратифицированных товщ і интрузивных образований, условий їх залегания, образовния, а також тектонічні процеси які відбувалися даному районе. Текст містить выкопировки геологічної карты, отражающей найхарактерніші ділянки контактів різновікових пород.

Описание геологічної карти супроводжується такими графическими додатками: 1) Схема рельєфу і річковий мережі району 2) Тектонічна карта 3) Геологічні розрізи 4) Формационная колонка 2 — Глава 2. РЕЛЬЄФ І РІЧКОВА МЕРЕЖА На досліджуваної території виділяється два типу рельефа: равнинный і низкогорный. Равнинный рельєф лежить у південній частині карта народження і припадає близько 40% описуваної терртории. Максимальные висотні позначки 500 м, минимальные коливаються близько 400 м. Таким чином перевищення становить близько 100 м. Низкогорный рельєф розташований північніше рівнинного і занимает близько 60% территории. Максимальная висотна отметка1170м г. Оленья, минимальные близько 500 м. Колебания висотних оцінок поверхні становить 580.

Описываемая територія є єдиним басейном річки, располагающейся поза межах досліджуваного району (додаток 1).Здесь можна выделити вододіли другого порядку, представлені майже вираженими вододілами не більше рівнинного рельєфу і від вираженими в низкогорном рельефе.

Речная мережу представлена двома ріками (Глибока і Пшада) і струмком Корнет, впадающим до озера Светлое. Обе річки й струмок протікають у направлении північний захід південний схід. По співвідношенню з геологічним ладінием района, являющимся структурно обумовленою в рівнинній части, реки і струмок належать до диагональному типу річкових долин.

Судя по превышениям ріка належить до равнинному типу. Маленький ухил та невелика швидкість потоків призводить до тому, что алювій в даноном районі мало накапливается. В районі оз. Светлое відзначається заболочування місцевості викликане приповерхностным заляганням рівня грунтових вод.

Глава 3. Стратиграфія

На досліджуваної території набули поширення породи силурийской, девонской і кам’яновугільної систем, имеющие однакові площі выхода.

Силурийская система.

Породы силурийской системи поширені у південній частині карты. Они представлені верхнім і нижнім отделами. В нижньому відділі виділяють лландоверийский і венлокский яруса. Верхний відділ представлений лудловским ярусом. Від порід девонського і кам’яновугільного віку відокремлюється тектонічним незгодою (рис. 1). На півдні території силурийскрие відложения перекриваються породами нижнього й середнього девону. Їх контакт носить характер різкого кутового і структурного незгоди. Загальна мощность силурийских відкладень становить понад 3800 м.

Лландоверийский ярус.

Лландоверийский ярус підрозділяється на два подъяруса: нижний і верхній, які мають виходи поверхню ввиде вузьких смуг шириною 2500 км.

Отложения нижнього подъяруса складають ядра антиклинальных складок.

Они представлені песчаниками, алевролитами, аргиллитами і туфами андези-базальтового складу. Взаємини із нижележащими породами не установльони оскільки є древніми породами у межах даного района. Потужність відкладень нижнього подъяруса більш 2000 м.

4 — Відкладення верхнього подъруса складають крила антиклинальных і синклинальной складок. Вони представлені песчаниками, алевролитами і аргиллитами зеленкуватого кольору з прослоями кременистих порід. Відповідно до залягають на породах нижнього подъяруса лландоверийского ярусу. Потужність отложений 400−600 м.

Венлокский ярус Венлокский ярус підрозділяється на два подъяруса: нижній і горуний, які беруть участь у освіті великої синклинальной складки Касатки, проте, попри описуваної території відкладення нижнього подъяруса не представлены.

Породы верхнього подъяруса складають крила синклинальной складки.

Они представлені песчаниками, алевролитами, аргиллитами сірого і зеленоного кольору, з прослоями мелкозернистых конгломератів. За даними стратиграфической колонки дані породи залягають на породах нижнього подъярусу зі стратиграфическим незгодою. Потужність відкладень становить 300−400 м.

Лудловский ярус Породи лудловского ярусу складають ядро синклинали Косатки і представлены конгломератами, песчаниками, алевролитами сірого і зеленкуватого кольору. Відповідно до залягають на породах верхнього подъяруса венлокского ярусу. Потужність відкладень становить 300 м.

5 — ДЕВОНСКАЯ СИСТЕМА Породи девонской системи мають виходи у закутку південної та східної частини карти. Загальна потужність більш 3250 м. У зв’язку з різко різним залеганием порід у південної та східної частинах подальше опис ведеться за цим районам.

Южный район У південному районі виходять породи нижнього девону миколаївської свити і середнього девону петровській почту. Вони утворюють брахисинклиналь Чиж.

Как уже відзначалося вище, вони залягають на породах силурийской системи з угловым структурним незгодою. Поміж себе вони також залягають з угловым несогласием.

Нижний відділ. Миколаївська почет Породи миколаївської почту складено туфами андезито-базальтового складу, песчаниками і конгломератами. Потужність відкладень становить 200 м.

Средний відділ. Петровська почет Породи петровській почту складено туфами липаритового складу, красноцветными песчаниками і конгломератами. Потужність відкладень составляет 500 м.

6 — Східний район У східному районі виходять породи верхнього девону франского і фаменського ярусів. Вони складають велику синклинальную складку Морська, і навіть поруч синклинальных і антиклинальных складок другого порядка.

Между собою залягають согласно.

Верхний відділ Верхній відділ представлений франским і фаменским ярусами.

Франский ярус Відкладення франского ярусу представлені песчаниками і алевролитами з прослоями і лінзами вапняків і мелкогалечынми конгломератами.

Мощность відкладень становить більш 1100 м.

Фаменский ярус Відкладення фаменского ярусу представлені песчаниками, алевролитами, аргеллитами з прослоями і лінзами известковистых пісковиків і звестняков. Можность відкладень становить 700 м.

КАМЕННОУГОЛЬНАЯ СИСТЕМА Кам’яновугільна система представлена нижнім відділом намюрским ярусом і верхнім відділом. Більшість порід цього віку поставши- 7 — льону интрузивными утвореннями, розміщеними у частині карти, і навіть туфами, находящимися на північному заході карти у районі г.

Оленья і правому березі ріки Глибока. Породи кам’яновугільного візраста залягають на породах девонського віку, із кутовим і стратиграфическим незгодою (рис). Загальна потужність відкладень становить 800 м.

Нижний відділ. Намюрский ярус Породи намюрского ярусу утворюють поля изометричной форми складнийные липаритовыми порфирами, туфами, туфогенными песчаниками і алевролитами з рідкісними рослинними залишками. Потужність відкладень составляет 650 м.

Верхний відділ Породи верхнього відділу кам’яновугільної системи залягають горизонтально і відповідно до на породах намюрского ярусу. Вони складено туфолавами і игнимбритами липаритового складу, конгломератами і гальками лейкократовых гранітів. Потужність відкладень становить 150 м.

8 — Глава 4. ИНРУЗИВНЫЕ ОСВІТИ Интрузивные освіти вміщено у центральній частині карта народження і мають изометричные форми виходів. За величиною займаній площі главное интрузивное тіло є батолитом. Цей батолит утворився при неодноразово повторюваних впроваджень магми, що призвело до повеличению площі раніше орбразовавшегося тіла північ захід, і навіть до часткового переплавлению і зміни початкового складу. Вік батолита визначено як среднекаменноугольный. Подальше опис інтрузивных утворень ведеться за фазам внедрения.

Первая фаза Першу фазу (фаза початкового впровадження) характеризується початком впровадження магми більш основного складу. При кристалізації даної магми утворюються гранодиориты. Вони займають південно-східну частина батоліта і вони становлять близько 20% загального обсягу интрузии.

Вторая фаза Наступна порція магми, внедрившаяся після повної або часткової консолідації першої, дає початок породам другий инрузивной фази біотитовим гранітам, які розташовуються поза межами досліджуваної террітории. Впровадження магми цієї фази призводить до збільшення площі батолита.

9 — Третя фаза Третя фаза утворює більшу частину инрузии і є основним фазою внедрения. Состав интрузирующей магми стає більш кислим: з її формуються такі породи як лейкократовые крупнои среднезернистые граніти. Вони займають близько 60%. Їх освіту призводить до частичному переплавлению раніше що утворився тіла, і значному увеличению площі, займаній батолитом.

Четвертая фаза У четвертої (додаткової) фазі утворюються интрузивные породи більш дрібнозернисті і кислі за складом граніти мелкозернистые.

Внедрение магми цієї фази призводить до переплавлению раніше утворилися порід третьої фази. Ця фаза є заключній фазою образования тіла батолита.

Внедряющаяся магма впливає на оточуючі породи. Під влияниїм які виділяються з неї парів і газів і високої температури вмещающие товщі девонського віку змінюються і перекристаллизовываются з образованием контактово-метаморфической породи роговиков. Ширина экзоконтактовой зони становить близько 250 м.

Пятая фаза П’ята фаза належить до прототектонике твердої фазы. После кристаллизации і отвердевания магми виниклі породи остигають повільно й дли- 10 — тельное час залишаються гарячими. У цю фазу формування интрузивных масивів у яких виявляються первинні тріщини. Тріщини різноманітні в напрямі і кутках наклона.

Диагональные тріщини виконуються дайками аплитов, гранит-порфиров і диорит-порфиров. Вони проходить у бік захід схід та північ — юг.

К тієї ж фазі належить формування при застывании магми ліній течії. За даними карти можна проаналізувати їх напрям падения, простирания і кути падіння. У цілому нині спостерігається напрям падения із півночі на південь. Кути нахилу коливаються від 0 до 24 град.

Шестая фаза Шоста фаза належить запровадження раннепермских интрузий, що утворюють у плані більш потужні дайки, ніж які утворилися в среднекаменноугольный період. Вони складено диорит-порфиритами і гранит-порфирами.

В основному дайки витягнуті в напрямі захід восток.

Жерловая фация Виникнення жерловой фации із заснуванням позднекаменноугольных туфолав і вулканічних брекчий липаритового складу. Прототектоника цієї фази становить освіту ліній течії, переважно, вертикального направления.

11 — Глава 5. ТЕКТОНІКА У межах досліджуваної території можна назвати два геотектонических режиму: геосинклинальный і орогенный.

Геосинклинальный режим Геосинклинальный режим належить до каледонской складчатости (репетуваннятогеосинклинальный структурний поверх) разом й характеризується наявністю двох структурних подэтажей: нижнього і верхнего.

Нижний подэтаж представляє собою лінійні антиклинальные складки нижнесилурского віку. Складки витягуються у бік запад-восток з вергентностью осей складок на північний схід. Утворюють складки першого порядку. Не сильно стислі, кути падіння крил складок складають у середньому 60−70 град. Складки складено породами ландоверийского і нижневенлокского ярусов.

Верхний подэтаж утворює синклинальную складку Косатку з протяженностью захід-схід, вергентность осі складки на північний схід. Пророззує складки першого і другого порядку. Не сильно стислі, кути падіння ядрі складки від 60 до 80 град, на крилах складки від 50 до 60 град. Шарнір складки то занурюється то воздымается. Відповідно до положення осьової поверхні складка Касатку є пірнаючої. Складено породами верхневенлокского і ллудловским ярусами.

Орогенный режим Орогенный режим належить до герцинскому етапу складчатости (гер- 12 — цинский структурний поверх) разом й характеризується наявністю трьох структурних подэтажей: нижнього, середнього та верхнего.

Нижний подэтаж утворює брахисинклинальную складку Чиж раннеи среднедевонского віку. Складка має изометричную форму зі слабковираженої протяжністю вздовж осі складки Косатки. Породи среднедевонского віку залягають на породах нижнедевонского віку з угловым незгодою. Площа складки становить близько 11 км.

Средний подэтаж входить у сході карти як лінійних складок: синклинальной складки Морська, і навіть низки складок другого порядка.

По становищу осьової поверхні складка Морська і ще дві складки другого порядку є пірнаючими. Складки слабосжатые, кути падіння ядра складки Морська коливаються не більше 55−57 град, крил складок сотрого порядку 25−85 град. У цілому нині складки похилі, одна складка другого порядку є опрокинутой.

Верхний подэтаж утворює виходи порід нижнеи верхнекаменноугольконого віку вигляді изометричных полів. Породи залягають міськізонтально чи субгоризонтально.

Разрывы У досліджуваному районі самий великий розрив міститься у південній частині карта народження і відокремлює породи силурійського і девон-каменноугольного вікових груп. Він простирається у бік північний схід юго-запад.

Наличие різновікової складчатости з обох боків від розриву дають нам можливість класифікувати його як головний разлом.

13 — Значно дрібніший розрив спостерігається північ від досліджуваної території. Його можна охарактеризувати як скидання чи взброс, т.к. пхерактер нахилу сместителя за картою визначити не представляється візможным, й те водночас, з одного боку розриву крило опущений, з другой взяте. Розрив належить до поперечному типу.

Интрузивные тіла Интрузивные освіти на цій території ставляться до орогенному етапу розвитку та присвячені головному розламу. Вони проривають вмещающие породи, цим створюючи дискондартные (спостерігається пересучение интрузивом шаруватості порід рами) тіла. За формою тіл на карті можна назвати батолит, великі та малі интрузивные дайки і некк.

Батолит складний породами среднекаменноугольного віку герцинскими орогенными гранодиоритами.

Мелкие дайки среднекаменноугольного віку, складено породами кислого і основного складу, великі дайки раннепермского віку складено також породами основного і кислого состава.

Некк є жерловое освіту, складену туфо-лавами і вулканічними брекчиями липаритового складу верхнекаменноугольного возраста.

14 — Глава 6. ІСТОРІЯ ГЕОЛОГІЧНОГО РОЗВИТКУ Історію геологічного розвитку на досліджуваної території ми можемо простежити починаючи з кінця пізнього палеозоя.

В силурийский період раннелландоверийский століття даний район представлял собою область морського накопичення опадів про що свідчать осадові і крем’янисті породи. У той час іде освіту туфогенного комплексу, отже тим часом існувала вулканічна деятельность. Наприкінці раннеландоверийского початку позднелландоверийского століття триває опускання території Польщі і накопичення осадових товщ. Вулканічна діяльність тимчасово припинилася. На початку ранневенлокского століття спостерігається триваюче опускання території і що освіту окремих прослоев в терригенной товщі карбонатних облогков. У кінці ранневенлокского століття тривають вертикальні отрицатільні тектонічні руху, і відновлюється вулканічна діячность про що свідчать наявність туфів андезитового складу. У цебрухт вертикальні позитивні тектонічні руху відбуваються нерівномірно і призводять до того що, що залягання верств стає нахилным. У поздневенлокский століття вулканічна діяльність припиняється, район стає щодо тектонически спокійним і похило залегающих товщах горизонтально накопичується терригенный флиш в дрібноводному басейні. У цілому цей басейн зносяться мелкообломочные опади, що свідчить про активному руйнуванні прилеглого району. У лудловский століття триває нерівномірне підняття району й породи виходять суходіл. У той час утворюється конгломерато-песчаная формация.

15 — Наприкінці силурійського періоду крім вертикальних тектонічних рухів починаються активні горизонтальні руху, і освіту чинейных складок.

В раннедевонский період на досліджуваної території новою силою узобновляется вулканічна активність району про що свідчать адезитовые і туфогенно-риолитовые формації, які у великому количестве накопичувалися серед терригенных опадів. У той водночас відбувається накопичення конгломерато-песчаной формации.

Из аналізу структур, формацій і тектонічної діяльності району видно, що це територія в умовах геосинклинального режиму, наприкінці сменяющегося эпигеосинклинальным з тенденціями развітія орогенного режима.

В среднедевонский період живетский століття відновлюються отрицательные вертикальні тектонічні руху, що призводить спочатку до образованию флиша за умов дрібного моря, а потім, з подальшим опусканиїм території, більш глибоководних карбонатно-терригенных формацій. Про наявність ослабілої вулканічної діяльності каже присутність невеликих прослоев туфогенных алевролитов. У позднедевонском періоді франском столітті знову спостерігаються нерівномірні, аж до противоположных за сигналом, але з значні за силою вертикальні тектонічні руху. У результаті на цій території накопичується карбонатно-терригенный матеріал. Наприкінці фаменского століття підняття территовдз триває до виведення накопичених порід на суходіл. Саме тоді також утворювався терригенно-карбонатный материал.

В кінці девонського періоду переважають горизонтальні тектоническиє руху, у результаті утворюються слабосжатые лінійні складкі девонського возраста.

16 — Породи раннього карбону з кутовим незгодою накопичуються на попологах девонського віку. Це викликано накопиченням істотно туфогенно-реолитового матеріалу, який горизонтально залягає складуках девонського віку. Наявність залишків рослинності свидетельствует у тому, що час зайнята територія продовжує залишаюсься сушей.

В період середнього карбону відбувається интрузий на изучаемую територію. У дещо етапів утворюється батолит гранитоидного складу. У зв’язку з остыванием магми і освітою первинних тріщин якими проникають нові вступники порції розплаву, виникають такі интрузивные тіла як малі дайки.

К кінцю середнього карбону впровадження й освіту интрузий прекрщается. І на пізньому карбоні накпливается наземна риолит-порфировая формація. Крім цього, у пізньому карбоні спостерігається освіту некка.

Из чого можна дійти невтішного висновку, що у період відбувалася активна вулканічна діяльність, а вертикальні негативні руху або були незначні, або отсутствовали.

После освіти порід подзднего карбону відбуваються потужні підвижки блоків фундаменту й освіту головного розламу, причому один блок значно піднімається. Виведені на поверхню породи начинают активно руйнуватися, що зумовлює оголення в цієї маленької частини блоку порід силурійського віку. У цей час утворюється більш дрібний разрыв.

Из аналізу, структур, формацій і тектонічної діяльності даноного району видно, що це територія формувалася у умовах орогенного режима.

На цьому тектонічна діяльність району не прекратилась, о що свідчить интрузивные освіти раннепермского возраста.

Список литературы

Михайлов А.Є. Структурна геологія і геологічне картування. изд.М., Недра, 1975.

Куликов В. М. Структурна геологія. изд.М., Недра, 1991.

Трусова И.Ф., Чернов В.І. Петрографія магматичних і метаморфических гірських порід. изд.М., Недра, 1982.

Геологический словарь.

Лабораторные роботи з структурної геологии, геокартированию і дистанційним методам.