Введення

Розділ 1. Рельєф і річкова мережа
Розділ 2. Стратиграфія
Розділ 3. Інтрузивні освіти
Розділ 4. Тектоніка
Розділ 5. Історія геологічного розвитку
Список літератури

ВСТУП

Метою даної курсової роботи є аналіз геологічної кар ти, найважливіших структурних елементів, відображених на ній, а 1 так само придбання досвіду узагальнення геологічної інформації і відновлення історії геологічного розвитку ділянки земної кори. Дана геологічна карта (лист) є середньомасштабне (1:00000). Рельєф виражений горизонталями з перетином 100 мет рів. Склав карту А.А, редактори. Геологічна будова даного району досить складне, характеризується наявністю декількох структурних поверхів, численними тектонічними порушеннями і інтрузіями. Стратиграфічна розчленованість розрізу даного регіону досить дробова, так як товщі більшості систем розчленовані на відділи, яруси і свити. Для повної характеристики та аналізу геологічної будови цього району на карті використовується система умовних позначень. За допомогою знаків віку та елементів залягання порід ми маємо можливість максимально точно побудувати геологічні розрізи і з'ясувати структурні особливості залягання гірських порід і на їх основі відновити геологічні процеси (тектонічні, опадонакопичення та інші) відбувається у той чи інший геологічний час. У роботі з картою використовуються наступні методи: аналізу просторового положення геологічних кордонів по співвідношенню з рельєфом і за співвідношенням між собою; аналізу послідовності нашарувань; аналізу перерв і незгод; вивчення фацій; вивчення потужностей. Аналізувалася половина карти.

Розділ 1. РЕЛЬЄФ І Річкова мережа

Рельєф даної території переважно гірський (90%), тільки 10% займає рівнинний рельєф. Рівнинний рельєф поширений в пониззі річки і річок і знаходиться в північній і південно-східній частинах описуваної території. Абсолютні відмітки коливаються від 100 до 500 м. Гірський рельєф займає іншу частину даного регіону. Висоти від 500 до 1712 метра. Вершина з максимальною абсолютною відміткою (1712) розташовується в північно-східній частині. Це безіменна вершина, на захід від неї знаходиться вершина з абсолютною відміткою 1175 м, на південному заході вершина з відміткою 1419 м, а на південь розташована вершина з отметкой1490м. На півдні і заході описуваної території поширений низькогірський рельєф з відмітками 5001000 метрів. Розташування височин безладне. На південному заході розташована отм.615м., А в шести км. на схід від її розташована вершина з отм. 914м. Схили височин середньої крутизни, сильно розчленовані ярами і ущелини. Річкова мережа в основному представлена п'ятьма басейнами: 1. Басейн річки. Розташований у західній частині описуваної території. Річка кілька разів змінює напрямок течії. Біля витоків це південно-західний напрямок, потім воно переходить у західне і потім в північно-західний. Ширина терас 0,4 1,7 км. Річка має чотири великих лівих припливу і безліч дрібних. У витоках це гірська річка, потім вона набуває рис низькогірський і в нижній частині рівнинної річки. 2.Бассеін річки розташований центральній південній частині території і тече на південь. Має один лівий і два правих великих припливу. Ширина терас від 0.2 до 1.6 км. У витоках гірська річка, а далі набуває рівнинний характер і меандрірует. 3.Бассеін річки розташований на захід від р.. ТасЮрях. Ця річка має 1 великий ліва притока і тече на північний захід. Має тераси шириною від 0.5 до 2.5 км. Витік річки розташований в горах, але характеризується спокійним рівнинним характером і меандрірует. Вододілом останніх двох басейнів є висотна відмітка 1490м. 4.Бассеін р. розташований в південно-східній частині карти (південний схід від р.., тече на північний захід. Має тераси шириною 0.51.2км і великий права притока. Має спокійний характер. 5.На північному сході описуваної території розташований басейн р.., яка тече на схід, і тераси якої мають ширину от0.2 до 1.5 км. Характер річки рівнинний, хоча витік розташований у горах. Крім сучасних алювіальних терас, представлених галечниками і пісками, по долинах великих річок виділяються нерозчленованих комплекси терас верхнього та середньої ланок четвертинної системи. Верхнечетвертічние відкладення, представлені льодовиковими і ввідно-льодовиковими валуннікамі, галечниками, пісками, суглинками і супісками, откартіровани по всіх перерахованих басейнах. Ці тераси є ерозійними, а по взаємовідносинах з вищерозміщених сучасним комплексом є вкладеними. Тераси середньої ланки, представлені алювіальними галечниками, пісками і суглинками, зустрінуті у верхів'ях річки Тас Юрях і в басейні ріки. Вони також є ерозійними, а по взаємовідносинах врізаними.

Розділ 2. Стратиграфія

Для даної території характерний розвиток декількох комплексів осадових відкладень, відокремлених в розрізі завдяки особливостям їх складу і умов залягання. Виділяється комплекс переважно морських відкладень, обра тися з середнього ордовик по ейфельскій ярус середнього девону включно. У нижній частині цієї товщі переважають Теригенні відкладення (О S), у верхній карбонатні відклади (S Def). Порода всіх відділів цього проміжку часу (О Def) залягають згідно один одному. Другий комплекс порід на території району це юрські відкладення незгодне що залягають на породах попереднього комплексу. Цей комплекс різко відрізняється за складом від палеозойських відкладень. Він представлений вулканогенно-теригенними товщею і залягає на породах палеозою з кутовим і стратиграфічні незгодою. Найбільш розвинені в районі ордовицького і силурійські відклади. Всі відкладення зім'яті в складки, крім четвертинних.

Палеозойської ЕРАТЕМА (PZ)

Ордовицького система На території району ордовицького система представлена відкладений нями її середнього і верхнього відділів, які займають невелику частину площі у південній та західній частині. Крім того ордовицького породи виходять у східній частині району. Загальна потужність ордовицького відкладень 2300 м.
Середній відділ. Харкінджінская свита (O hk) Відкладення харкінджінской свити розвинуті в районі незначно. Вони простягаються невеликий смугою в північно-західному напрямку в 4км.восточнее отм.941м. Відклади представлені темно-сірими і чорними глинистими сланцями з відбитками граптолітів Dicranograptus cf. rektus Hopk. Опадонакопичення відбувалося в умовах пригинання території в морських відновних умовах. Потужність відкладів 800 м.
Верхній відділ. Омукская свита (О оm) Породи верхнього ордовик виходять у вигляді трьох смуг північно-західного простягання уздовж річки і верхів'їв її приток у південній та західній частині району, а також займають велику область на північному заході району. Ці відкладення згідно залягають на среднеордовікскіх. Вони представлені зеленувато-сірими поліміктовимі пісковиками з прошарками глинистих сланців (0.5 м) і лінзами (до 1 м) дрібногалечний конгломератів. У середній частині товщі откартірован уславився світло-сірих вапняків потужністю 5 м, який характерний для цієї пачки і є маркують. Судячи зі складу і кольору відкладень вони є флішеподобной терігеннокарбонатной товщею в умовах прогинання в морських умовах поблизу джерела континентального зносу. У середині верхнього ордовик швидкість прогинання території була, можливо, дещо сповільнена, що призвело до утворення пачки маркірують ізвесняков в умовах компенсованого прогину. Потужність омукской свити становить 1500 м. Силурійські система. У межах даної території силурійські система представлена відкладами нижнього і верхнього відділів, причому верх несілурійская товща розчленована на дві свити бізонскую і мірнінскую.
Силурійські відклади є переважаючими в районі. Вони займають майже всю західну і південну частину території. Загальна потужність відкладів силуру 1600 2100 м. Нижній відділ. Маутская свита (S mt) Відкладення маутской свити утворюють крила антиклінальними складки на півночі району, в межах цієї ж структури, але на схід від откартіровани в крилах сінкліналі на південний схід від отм. 1712м., А також і ядрі складної сінкліналі другого порядку на північний захід від тієї ж позначки, і крім того в крилах великої ускладненої антиклінальними складки у верхів'ях річки Відтік в західній частині району. Відкладення маутской свити згідно залягають на породах ордовик і представлені чорними тонколістоватимі глинистими сланцями з прошарками (12 м) і пачками (до 15 м) темно-сірих вапняків, що характеризують морські застійні відновлювальні умови опадонакопичення. Потужність відкладів маутской свити 6001100 м. Верхній відділ. Бізонская свита (S bz). Відкладення бізонской свити займають велику площу в південній та західній частині району, откартіровани у верхів'ях річки Оттох, в середній течії річок і деяких інших місцях менш значно. Порода бізонской свити складають крила великої ускладненої антиклінальними структури в східній частині території, а також крила антикліналі на сході.
Для порід бізонской свити характерно пологе залягання, лише в окремих місцях перехідне в круте і перекинуте. Порода бізонской свити згідно залягають на ніжнесілурійскіх породах і представлені жовтувато-білими пористими товсто-плітчати ми доломітами, що, ймовірно, відображає мілководні умови опадонакопичення в режимі підвищеної солоності і характеризує зниження інтенсивності прогинання. Потужність порід бізонской свити 1000 м. Мірнінская свита (S mr). Відкладення мірнінской свити розвинені незначно, у вигляді малопотужною пачки откартірованной в центральній і південно-східній частинах району. Вони представлені червонокольорові косослоістимі пе чанікамі с (13 м) конгломератів і жовтих доломітів. Потужність відкладів 100450 м зі зменшенням потужності в південно-західному напрямку. Червоний колір пісковиків вказує на континентальний характер відкладень свити і продовження поступового воздиманія території, які, очевидно, судячи зі скорочення потужності в південно-західному напрямку було більш значним саме в цій частині району. Відкладення мірнінской свити згідно залягають на породах бізонской свити.

Девонський СИСТЕМА.
Девонський система в районі представлена нижнім і середнім відділами. У крайній південно-західній частині району давонскіе породи утворюють західне крило великої складної антикліналі, витягнутої в північно-західному напрямку. Південно-захід від отм.1419 девонські відкладення утворюють ядро підірваною розломами антиклінальними складки спочатку мала субмеридіональна простягання. Ця і розташовані на південний схід від брахісінкліналі, також порушені розломами утворюють пояс тягнеться субмерідіонально.І на сході території в ядрі синклінальне складки.
У нижній частині розрізу девону переважають Теригенні породи з прошарками вапняків, у верхній переважно карбонатні породи згідно залягають на силурійських відкладеннях. Загальна потужність девонських відкладень складає 13001400 м. Нижній відділ. Нелюдімская свита (D nl). Ніжнедевонскіе відкладення найбільш поширені на території району. Вони складають усі зазначені вище структури. Ніжнедевонскіе породи представлені темно-сірими і чорними толстоплітчатимі вапняками з окремими пачками (до 30 м) доломітів. Хара ктер опадів вказує на умови слабкого повільного компенсую ванного занурення, темно-сірі колір опадів свіідетельствует про застійному водному режимі, наявність пачки доломітів, мабуть, відображаючи ет умови мілководного опадонакопичення. Як уже зазначалося, ніжнедевонскіе породи (D nl) згідно залягають на верхнесілуріій ських (S mr). Потужність відкладів нелюдімской свити становить 1000 метрів. Середній відділ (D). Середній відділ девону представлений ейфельскім ярусом. Ейфельскій ярус (D ef). Відкладення ейфельского ярусу зустрінуті в крайній Південнозахідний частині району у вигляді краю крила великої, ускладненою розривом, лінійної складки. Отложеніяч ейфельского ярусу згідно залягають на породах нижнього девону і представлені чорними глинистими сланцями з прошарками потужністю 1 2 м темно-сірі вапняків, що характеризують морські умови опадонакопичення в режимі застійних вод. Порівняно мала потужність опадів може свіддеіельствовать про слабкий і нетривалому режимі пргібанія в цій частині території. Верхній відділ.
Юрської системи.
Юрська система на розглянутій території представлений лише верхнім відділом. Порода юри широко поширені в північній і північно-східній її частині. Вони з кутовим та стратиграфії ного незгодою залягають на палеозойських відкладеннях, однак, наслідуючи загальне північно-західному простягання палеозойської зони складчастості.
Залягання порід від порожнього до крутого з переважаючи ням крутих кутів падіння юрський порід, очевидно, обумовлених локалізацією цієї товщі в межах великої стародавньої тектонічної зони. Порода юрської системи представлені переважно вулкана генноосадочной товщею в нижній частині розрізу (іліньтасская свита J il), і теригенно відкладеннями бастахской свити (J bs). Загальна потужність юрських порід складає 2200 2800 м. Іліньтасская свита (J il). Відкладення цієї свити поширені в північній частині карти. Вони мають північно-західному простягання і різне залягання від пологого до крутого. Найбільш круте залягання спостерігається в північній частині області розповсюдження юрських відкладень поблизу зони Північнозахідного розлому. Порода іліньтасской почту з різким кутовим і стратиграфічні незгодою залягають на палеозойських відкладеннях, при цьому з стратиграфічної колонки випадають відклади середнього та верхнього девону, верхнього карбону, перму, тріасу, нижнього і середнього відділів юри.
Порода свити представлені зеленими і ліловими андезитами, часто міндалекаменнимі, їх туфами; в Південнозахідний напрямку за міщан тонкофлюідальнимі рожевими і білими ліпарітамі та їх ту фамі, в середній частині рідкісними прошарками (1 м) глинистих сланців, у верхах потужними лінзами (до 150 м) сірих крем'янистих порід. Біль Шая поширеність кислих ефузивних породах з флюідальностью у південно західній частині може свідчити про близькість вогнища виливу саме в цій частині території. Еффузівние отлоденія свити, очевидно, можна віднести до типових покривним, що утворилися в континентальних умовах (з огляду на велику поширеність ту скіфів і колір ефузивних породах поряд із зеленими андезитами зустрічаються лілові (окислені) різниці, а також з огляду на рожеві забарвлення ліпарітов). Зустрічаються серед ефузивних породах прошаруй і лінзи тери генних і кремніістих опадів можуть свідчити про нерівність рельєфу в юрські час і наявності окремих западин з морським режі мом. Загальна потужність порід іліньтасской свити становить 11001500 метрів. Бастахская свита (J bs). Порода бастахской свити складають витягнуту в північно-західному напрямку і огранічеенную розривними порушеннями широку западину Відкладення бастахской свити згідно залягають на породах іліньтасской свити. Їх залягання не постійно і, очевидно, вони зім'яті в складки, що характерно для відкладень, що знаходяться в пре справах великої тектонічно активної зони. Породи представлені чорними глинистими сланцями з конкреціями марказіта, вніжней частини з пачками (потужністю до 150 м) сірих пісчанник. У середній частині розрізу откартірован горизонт марки ючий зелених глауконітових пісчанник. У глинистих сланцях знайдені залишки Aucella mosquensis (Buch). Відкладення порід свити відбувалося, очевидно, в межах западини в умовах морського замкнутого басейну з застійним режі мом (з огляду на чорний колір сланців з конкреціяімі піриту) і не великими глибинами. Потужність порід бастахской свити становить 13 11001300 м. Мілове СИСТЕМА. Нижній відділ. Ожогінская свита (K og). Відкладення крейдяний системи представлені лише нижнім відділом ожогінской почтом. Вони зустрінуті тільки в крайній північно-західній частині району у вигляді слабовитянутого в північно-західному напрямку ізометрічног "мови" з субгорізонтальним, пологим заляганням по рід. Порода крейди з кутовим незгодою перекривають юрські відкладений ня і розташований поруч гранітний масив. При цьому контактовому зміни, пов'язані з впровадженням гранітів, в породах ожогінской свити не виявляючи. Породи представлені сірими косослоістимі песчанника в ниж ній частині з базальними конгломератами, у верхній прошарками (1 м) сірих углістогліністих сланців і лінзами (до 0.05 м) вугілля. Подібні відкладення характеризують морської мілководна режим облог конакопленія. Потужність порід ожогінской свити становить 600 м..

Розділ 3. ?? НТРУЗІВНИЕ ОСВІТИ

Інтрузії на описуваної території поширені не дуже широко. Вони діляться на 3 групи познекаменноугольние інтрузії гранодіорити (), позднеюрскіе діабази і габбродіабази () і раннемеловая Інтрузія гранітів (). Позднекаменноугольние гранодіорити Описувані інтрузії виходять на поверхню у СВ куті карти. Їх вікові межі можна визначити як після раннекоменноу гольного (тому що вони січуть відклади нижнього карбону), але до Пермі ського періоду (пермські відкладення перекривають їх на Северова ці). Склад інтрузії гранодіорити. Роамери виходів інтрузії на поверхню коливаються від 0.5 до 2 км завширшки і від 2.5 до 4 в довжину. Форми виходів неізомеетрічние. За морфологічним типом це слабоудліненние штокообразние тіла. Впровадження цієї інтрузії викликало появу пріконтактових рогівки Позднеюрскіе діабази і гоббродіабази Представлені великою кількістю потужних ДАЕК, приурочених до верхньоюрських порід. Майже всі дайки орієнтовані в СЗ на Пд. Вони проривають породи верхньої юри і в деяких місцях перекриваючи ются інтрузіями нижньої крейди. Склад інтрузій діабазовий і габба родіабазовий. Довжина від 3 до 10.5 км. Ширина від 0.1 до 0.8 км. Пріконтактових змін не спостерігається. Раннемеловие граніти Представлені інтрузій, розташованої в СВ частині карти. Її вік можна визначити як раннемеловой, тому що Інтрузія січе кордону верхньоюрські відкладень і перекривається відкладами ожо гінской свити нижньої крейди. Склад гранітний. Її розміри в пре справах карти 4.5 * 6 км. Форма виходу досить ізометричний (у ви Дімою частини, тому що її західний край виходить за рамки карти). При надлежность інтрузивні тіла до певного морфологічному типу визначити практично неможливо через те, що воно предс ний не повністю. Але можна припустити, що це шток. Впро вадження цієї інтрузії викликало появу пріконтактових рогівки.

15 Розділ 4. Тектоник

Розглянута територія є частиною палеозойської складчастої системи з накладеної мезозойської складчастістю, а так само крейдового чохла платформи. На території району можна виділити 3 структурних поверхи: на леозойскій, юрський і млявий. Межі між ними проведені по по поверхні кутових незгод. Палеозойський (нижній) структурний поверх.
Палеозойський структурний поверх відповідає геосинклінальному ця пу розвитку області, включає в себе відклади, починаючи з середовищ нього ордовик до Візейська ярусу нижнього відділу кам'яновугільного періоду. Палеозойські відкладення зім'яті в лінійні і брахіформние складки. Виділяються складки 1 і 2 порядків. Місцями складки Осло женени розривними порушеннями. У північно східній частині території виділяється велика чи нейная антиклінальними складка з віссю, витягнутої в північно-західному напрямку, майже співпадає з лівою притокою верхньої течії р.Березовка. Ядро складки складене породами мірнінской свити верх нього силуру, крила девонських відкладеннями. Замок складки ок руглий, складка декілька асиметрична. Однак повністю про її формі судити важко, тому що вона частково перекрита юрськими відкладений нями. Максимальна ширина складки 5 км, довжина понад 10 км. Кути падіння крил 5580 градусів. У самій північній частині шарнір складки занурюється (ундулірует) і розглянута антиклінальними складка переходить в синклінальні, що збереглася під юрськими від ложении тільки у вигляді невеликих останцов порід кам'яновугільної системи. Можливо, що розглянута антікліналь на північний захід під юрськими відкладеннями перходіт в синкліналь; про це може свідчити наявність виходить зпід юрських відкладень південно-західного крила цієї синклінальне складки, простягання якого субпараллельно осі розглянутої антикліналі, кут падіння 50 градусів в північно-західному напрямку. Це крило можна розглядати також як частина широкої антиклінальними складки з Браха формным ядром, слабовитянутом в північно-західному напрямку суб паралельно струмка Первальному і складеного породами маутской свити силуру. Крила складені породами бізонской свити верхнього силуру і нижнього девону, кути падіння крил 2050 градусів. Ширина складки важко визначених за того що, з заходу вона зірвана північно-західних порушеннями, а зі сходу перекрита юрськими отло женііямі. В цілому її ширина становить не менше 10 км. У районі верхньої течії р.Перевального вона ускладнена брахіформной Синк ліналью, витягнутої в субширотне напрямку, поперек основних складчастих і розривних порушень Північнозахідного прстіранія. Яд ро складки складене породами нелюдімской свити нижнього девону. Воно має овальну форму з співвідношеннями осей кілька більш ніж 2:1, (довжина ядерної частини складки 4 км, ширина 800 м). Падіння порід у межах ядра пологе 1015 градусів. Крила складені за родами силуру з пологим (820 градусів) падінням у напрямку до ядра. У південній частині району откартірована велика широка антіклі нальне складка, ускладнена в центральній частині грабенообразним скиданням.
Ядро складки складено среднеордовмікскімі відкладень ями, крила верхнеордовікскімі, силурійські і девонських поро дами. Ось складки витягнута в північно-західному напрямку згідно з протирання основних складчастих структур. Крила складки як за падние, так і східні осложенени складками другого порядку, причому в східному крилі явно простежується блізмерідіональное напрямок плікатівних порушень. Про це свідчить мери діональное простягання ядра синклінальне складки, осложкняющей східне крило розглянутої антикліналі. Західне її крило в крайній Південнозахідний частині має перекинуте залягання. Слід зазначити також, що центральна частина цієї антикліналі, ограни ченная розривними порушеннями, являє собою пологу Осло женную антікліналь, ось якої приблизно збігається з віссю основ ної антикліналі. Час прояви палеозойської складчастості, судячи з того, що на суміжній території пермські відкладення не зім'яті в складки і проявлені позднекаменноугольние інтрузії, що знаменують завершення палеозойської складчастості, після C v до С. Мезозойської (середній) структурний поверх. Мезозойська складчастість проявлена на території у вигляді двох лінійних синклінальні складок, один з яких займає велику площу, простираючись у північно західному напрямку. Ця складка в районі верхньої течії р.. розгалужується на дві, з осями майже однаковими по простиранню з долинами двох її наиб леї великих приток. Загальна довжина південної гілки сінкліналі складу ляєт близько 40 км, довжина другого близько 26 км. Максимальна ширина складки близько 7 км. Ядро складки складене породами бастахской свити, крила іліньтасской верхньої юри. Замки обох гілок складки вузькі і округлі, кути падіння крил 3080 градусів. Велика синкліналь в північній частині карти на території райо на заходить тільки невеликий за площею північної своєю частиною. Вона витягнута в північно-західному напрямку субпараллельно вишерасс мотренной складці і за своєю будовою аналогічна їй. Північне крило складки підірвано великим розломом. Час прояви мезозойської складчастості після відкладення порід бастахской свити (J) до впровадження гранітів нижньої крейди. Мезозойської (верхній) структурний поверх. Породи верхнього структурного поверху (крейдяні відкладення) залі гают на складчастій палеозойському підставі полого (710 градусів) і по всіх приз накам є платформеними відкладеннями.
Розривні порушення. Пребладающая орієнтування розривних порушень збігається з напрямком складчастості і має північно західне простягання. Ці розломи мабуть мають глибоке закладення вони трасують Дайк основних порід і співпадають із зоною неодноразово проявив шіхся тектонічних рухів як у палеозої, так і мезозої. Наи більш древніми були субширотні порушення, вони мають домезозойс дещо закладення, перекриті юрськими відкладеннями і зміщуються розлому ми Північнозахідного простягання. За субширотні порушень відбувалися вертикальні і горизонтальні переміщення в постдевонское і доюрское час. Північно-західні порушення найбільш поширені в західній частині території, де вони утворюють протяжні зони складаються з двох трьох субпараллельно що тягнуться розломів. По них відзначені різноспрямовані переміщення іноді зі значними амплі тудамі. Зокрема, у західній частині карти за двома З розламах стався крупноамплітудний (1.5 км) скидання. Кути падіння плоскос ти сместітеля від майже вертикальних до 3545 градусів. Час за розкладання З розломів доніжнемеловое, оскільки граніти До не пере сека ними.
Північно-західні порушення в окремих ділянках зміщені непр тяженнимі наймолодшими блізмерідіанальнимі ССВ розломами, по них виявлені переважно зсувне деформації з амплітудою не більше 200300 м..

Розділ 5. Історію геологічного розвитку

Розглянута територія має досить складну історію геологічного розвитку. Виділяються 3 великих, якісно раз особистих періоду, що відповідають формування кожного з трьох структур них поверхів. У середню епоху ордовицького періоду територія являла собою досить глибокий морський басейн. У позднеордовікское час басейн був менш глибоким. Поява лінз дрібногалечний конгломератів свідчить про періоди наближення берегової лінії. Потім протягом раннесілурійского часу тривала трансгресія моря з нагромадженням потужної товщі глибоководних відкладів. У позднесілурйскую епоху настає регресія моря, що супроводжується спочатку відкладенням лагунові доломітів, а потім теригенних відкладень. Девонські час характеризується переважно карбонатними відкладеннями, однак наявність пачок доломітів серед вапняків швидше за все свідчить про неглибокому басейні. Максимальна трансгресія в девонського періоду мабуть сталася в ейфельское час. Подальший розвиток геосинкліналі в кам'яновугільному періоді характеризується подальшим зануренням дна басейну. Відсутність опадів у позднекаменноугольную епоху свідчить про досить короткочасному різкому воздиманіі території і замиканні гео сінкліналі. Наявність позднекаменноугольних гранітоїдів вказує на суміжній території, що позднекаменноугольное час відповідає орогенному заключного етапу розвитку палеозойської геосінкілна ли. У цей час відбувається складкоутворення, утворюються перші потужні розривні порушення переважно північно-західного і субширотного простягання. Все колись, судячи з відсутності опадів до верхньої юри, територія підіймаються. У верхньоюрські час відбувається активізація тектонічних рухів уздовж закладених в палеозої структур північно-західного простягання відбувається занурення території, що супроводжується спочатку активізації потужними підводними вулканічних виверження ми. Центр вивержень, очевидно, знаходився ближче до південної частини об ласті розвитку вулканогенних відкладень, оскільки саме там пре мають більш в'язкі кислі лави. Трансгресія моря продовжується до кінця юрського періоду і за канчівается впровадженням ДАЕК основних порід. У ранньому крейди відбувається впровадження потужних гранітних Батоліти тов, воздиманіе території, що супроводжується складкоутворення юрських і підстилаючих товщ, потужними розривними порушеннями, совосдвіговимі скинь деформаціями. Починаючи з раннемелового часу розглянута область переходить в платформенний етап свого розвитку, що супроводжується відкладенням вугленосних теригенних товщ.