Структурна геологія

1. Введення.

Курсовий проект підводить підсумки вивчення найважливішої частини курсу структурної геології, присвяченій формам залягання гірських порід і способів їх зображення на геологічних і тектонічних картах і розрізах. Він сприяє розвитку вміння вільного читання геологічних карт і ис-користування зібраного матеріалу для різнобічного теоретичного аналізу. Основна мета курсової роботи закріпити знання щодо структурної геології і розвинути набуті навички аналізу геологічної карти і карти тектонічної структури. Робота переслідує також мета навчити використовувати дані геологічної карти для цілого ряду узагальнень. Для аналізу геологічних карт необхідно вміти визначати вікову послідовність осадових, метаморфічних і магмаческіх гірських порід і встановити форми їх залягання; виявити і визначити види поверхонь незгод, проаналізувати їх значення для геологічної історії даної території; виділити найбільш характерні формації гірських порід і проаналізувати їх зв'язок з тектонічної структурою і геологічною історією; з урахуванням віку, складу і потужностей виділяються стратиграфічних підрозділів та їх змін по простиранню, а також на основі аналізу тектонічної структури встановити головні структурні елементи району і дати його тектонічна районування; вміти визначити склад і вік магматичних утворень, а також встановити, до якої тектонічної епохи відносяться магматичні комплекси досліджуваної території; вміти описати тектонічну структуру і намітити головні етапи її формування; проаналізувати геологічну історію району і зробити основні висновки про закономірності і взаємозв'язки найважливіших геологічних подій, залучаючи знання, отримані з курсів історичної і структурної геології. При вирішенні поставлених питань використовується ряд методів: аналіз геологічних меж на карті, історико-геологічний та палеотектоніческіе методи, аналіз послідовності нашарування, що метод аналізу перерв і незгод, метод вивчення фацій, метод вивчення потужностей, формаційний аналіз та інші методи. Для вирішення перерахованих вище завдань аналізується навчальна геологічна карта ( 18, виконана в масштабі 1:200000. Рельєф зображений горизонталями, проведеними через 20 метрів, що дозволяє в такому дрібному масштабі досить докладно вивчити рельєф даної території.

Площа досліджуваної території складає 1245 км2.

2. Рельєф і річкова мережа.

На території даного району виділяють один тип рельєфу-рівнинний.

Максимальна абсолютна відмітка - Близько 413 м

Мінімальна абсолютна позначка -- близько 280 м

Відносне перевищення в середньому становить -133 м Рівнинний рельєф займає всю територію карти. Рельєф приурочений до виходів порід протерозойського, кембрійського, ордовицького, кам'яновугільного, пермського а також неогенового віків. Вододіли орографічні виражені не дуже добре, у вигляді невисоких височин, перетин схилів яких утворюють нечітко виражений вододільні лінії. Основні напрямки вододілів проходять в північно-заходу на південь по простиранню порід. На досліджуваної площі річка Кзилсу протікає з північного заходу на південь, крім того ця-ж ріка Кзилсу з'являється в південно-східному куті мапи (район міста Айсари) За формою розташування в плані ріка та її притоки утворюють пір'ястий малюнок, а головні притоки в цілому створюють паралельний малюнок. Притоки протікають в північно-східному та південно-західному напрямках. За співвідношенням з геологічним будовою району головна долина річки Кзилсу є і неструктурної і структурно-обумовленої одночасно і належить до подовжньому типу річкових долин, головні притоки до поперечним типу, а другорядні до діагональному типу. Судячи по перевищенню, що становить приблизно 20 м на 8-12 км, річка Кзилсу належить до рівнинному типу. У долині річки та її приток формуються алювіальні відкладення представлені мелкоі среднломочним матеріалом, що дає підставу припускати про невисокою швидкості руху потоку, крім того в алювію зустрічається торф, що позво-ляєт судити про заболочування в умовах рівнинного рельєфу.

3. Стратиграфія.

На досліджуваній території набули поширення породи проте-розойской, кембрійської, ордовицької, девонської, кам'яновугільної, пермської а також неогенової систем.

3.1.ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ СИСТЕМА Виходи порід даної системи розташовані в північно-східній частині карти, крім того протерозойський відкладення оголюються в середньому тече-ванні припливу Улькаяк, що в 6 км від селища текол, виходячи з під більш молодих порід невеликою ділянкою, як видно ці породи обра-зуются тектонічна окно.На аналізованої території протерозою представлення гавлен тільки нижнім відділом і включає в себе три свити карасуйс-ку, чінгізскую і озерновскую.Взаімоотношеніе з підстилаючих породами з'ясувати неможливо тому що вони є найдавнішими на представлений - ної карті.

3.1.1.Карасуйская свита Відкладення даної свити поширені лише на ділянці виходів протерозою в північно-східній частині карти в районі міста Айсари, на відстані 1 км до захід від озера Улукуль, в 1.5 км від селища Караколь, а також на відстані 10 км від селища Караколь.Породи складаючі кара-суйскую свити представлені мусковитовий гнейсами, біотитових Слан-цями і амфіболітамі.Так як на даній території вони є найдавнішими, взаємовідносини з нижчого рівня породами не встановлені ..

Загальна потужність відкладів свити перевищує 1800 метрів.

3.1.2.Чінгізская свита Відкладення чінгізской почту в межах району розвинені в 1 км від міста Айсари, в районі озера Улукуль і селища Караколь в 4 км на сівбі-ро-схід від селища Озерне. Представлені серіцітовимі сланцями, ро-зовимі кварцитами, окварцованнимі мармурами. Загальна потужність відкладений-ний свити становить 1500 метрів.

3.1.3.Озерновская свита.

Порода даної свити розвинені на аналізованої території в 3 км на захід від міста Айсари, в 2 км від озера Улукуль а крім того вони вихо-дят на поверхню у вже згадуваному вище тектонічному вікні. Предст-ний чорними глинистими і полосчатим кварцитовий сланцями. Об-щая потужність відкладів свити перевищує 1500 метрів.

2. Кембрійські система.

Порода кембрійської системи на аналізованої карті представлені тільки верхнім отделом.Кембрій поряд з породами ордовицького віку утворюють систему лінійних складок мають простягання з заходу на південний восток.Отложенія кембрійської системи виходять на поверхню в раз-митих ядрах антиклінальними складок, де-не-де цей процес зайшов так да-далеко, що на денну поверхню виходять породи протерозою (вище упомі-навшееся тектонічна вікно). Взаємовідносини описуваної системи з підстилаючих породами незгодні, як видно, структур-ве (т.к.степень складчастості порід протерозою і кембрію різна). Крім то-го на даній карті можна відзначити стратиграфічні незгоду (з раз-різу випадають відкладення верхнього протерозою, нижнього і середнього кембрію).

Породи верхнього кембрію на аналізованої карті представлені червоними і чорними яшмамі, яшмо-кварцитами, діабази, в основа-нии-гравійні конгломерати і песчанікі.Мощность становить 1000 мет-рів.

3. Ордовицького система.

Порода тітонского ярусу згідно залягають на відкладах кімерідского ярусу (рис. 2). Він складний глинисто-піщанистого-карбонатною флішем. Загальна потужність відкладів ярусу становить 615 метрів.

3.1.2. Крейдова система.

Крейдова система поширена на півночі Любецького району. Представлена неокомських над'ярусом, аптскім і альбскім ярусами нижньої крейди. Загальна потужність відкладів системи складає 1680 метрів.

3.1.2.1. Неокомських над'ярус (K1nc).

Відкладення неокомських над'яруса залягають на породах тітонского ярусу з стратиграфічні незгодою (з розрізу випадають породи готерівского і барремского ярусів) (рис. 3). Представлений бурими бітумінозних аргілітами з рідкими прошарками пісковиків. Загальна потужність відкладів над'яруса становить 500 метрів.

3.1.2.2. Аптскій ярус (K1a).

Порода аптского ярусу залягають з тектонічним незгодою на нижележащих породах (рис. 4). Представлений пестроцветнимі аргілітами, що чергуються з мергелями і пісковиками. Загальна потужність відкладів ярусу становить 420 метрів.

3.1.2.3. Альбскій ярус (K1al).

Відкладення альбского ярусу залягають з тектонічним незгодою на підстилаючих породах (рис. 5). Представлений піщано-глинистих флішем. Загальна потужність відкладів ярусу становить 760 метрів.

3.2. Ковачскій район.

Відкладення ковачского району поширені на даній території у вигляді смуги, що простягається від південно-західного краю карти до східного краю. На території Ковачского району одержали поширення поро верхньокрейдяними, палеогенової і неогенової систем, складені карбонат - но-теригенними флішем, а також евапарітовимі формаціями. 3.2.1. Мело-вая система. Відкладення крейдяний системи поширені на всій терито-рії району. Представлені аптскім і альбскім ярусами нижнього відділу, сеноманськими ярусом, сенонскім над'ярусом і датським ярусом верхнього від-справи. Загальна потужність відкладень системи складає 3800 метрів. 3.2.1.1.

Нижній відділ. Представлений аптскім і альбскім ярусами. Загальна потужність відкладів відділу складає 1200 метрів. 3.2.1.1.1. Аптскій ярус (K1ap).

Порода аптского ярусу на території району поширені повсюдно.

Виходів на денну поверхню не мають, тому що є самим древ-ним. Відносини з підстилаючих породами не встановлені. Складений товкач-роцветнимі аргілітами чергуються з мергелями і пісковиками. Об-щая потужність відкладів ярусу становить 400 метрів.

3.2.1.1.2. Альбскій ярус (K1al).

Відкладення альбского ярусу поширений на всій території району, не має виходів на денну поверхня не має. З аналізу стратиграфічної колонки видно, що він згідно залягає на породах аптского яруси. Складений піщанистого-глинистим флішем. Загальна потужність відкладів ярусу становить 800 метрів.

3.2.1.2. Верхній відділ.

Поширений на всій території району. Представлений сеноманськими ярусом, сенонскім над'ярусом і датським ярусом. Загальна потужність відкладів відділу складає 2600 метрів.

3.2.1.2.1. Сеноманский ярус (K2cm).

Відкладення сеноманського ярусу поширені на всій території району, але виходів на денну поверхню не мають. Згідно залягають на породах альбского ярусу нижньої крейди. Складені відкладеннями кам'яної солі, соленосними глинами і пісковиками.

Загальна потужність відкладів ярусу становить від 1000 до1500 метрів.

3.2.1.2.2. Сенонскій над'ярус (K2sn).

Порода сенонского над'яруса залягають на породах сеноманського ярусу з стратиграфічної незгідності (тому що з розрізу випадають відкладення туронского ярусу). Складені грубозернистими пісковиками з прошарками аргілітів та мергелів. Загальна потужність відкладів ярусу становить 600 метрів.

3.2.1.2.3. Данський ярус (K2d).

Відкладення датського ярусу поширені на всій території району. Мають оголення у вигляді вузьких смуг північно-східного простягання. Складені чергуються алевролітами і аргілітами. Загальна потужність відкладів ярусу становить 500 метрів.

3.2.2. Палеогенові система.

Палеогенові система поширена на всій території району і представлена палеоцені, еоцен, олігоцені. Загальна потужність відкладів системи 1500 метрів. Представлена теригенно-карбонатними відкладеннями.

3.2.2.1. Палеоцен (Р1).

Відкладення палеоцену поширені на всій території району. Залягають на нижележащих породах з тектонічним незгодою (рис. 6). Складені пісковиками з прошарками рожевих мергелів, аргілітів і конгломератів. Загальна потужність відкладів становить 700 метрів.

3.2.2.2. Еоценова епоха (Р2).

Порода еоцена поширені на всій території району. Згідно залягають на породах палеоцену. Складений мергелями з прошарками аргілітів. Загальна потужність відкладів складає 500 метрів.

3.2.2.3. Олігоцен (Р3).

Відкладення олігоцену поширені на всій території району. Згідно залягають на породах еоцену. Складені вапняками з прошарками гіпсів і доломіту. Загальна потужність відкладів становить 300 метрів.

3.2.3. Неогенові система.

3.2.3.1. Гельветскій і тортонських ярусу (N1h + t).

Відкладення неогенової системи на території району мають локальне поширення. Представлені об'єднаними гельветскім і тортонських ярусами міоцену. Залягають на породах олігоцену з паралельним незгодою (за даними стратиграфічної колонки).

Складені конгломератами з прошарками пісковиків. Загальна потужність відкладів ярусів становить 300 метрів.

3.3. Нерінскій район.

Відкладення нерінского району мають найбільше поширення і розташовані в центральній частині карти, витягаючись з південного заходу на північний схід. На території Нерінского району виходи на поверхню отримали лише породи неогенової системи, однак у його геологічну будову беруть участь так само відкладення млявий і палеогенової систем. Представлений карбонатно-глинистими відкладеннями. Загальна потужність відкладів в районі складає 2400 метрів.

3.3.1. Крейдова система.

Порода млявий системи виходів на поверхню не мають. Представлені готерівскім, барремскім, аптскім ярусами нижнього відділу. Загальна потужність відкладів системи становить 150 метрів.

3.3.1.1. Готерівскій ярус (K1h).

Порода готерівского ярусу поширені на всій території району, але виходів на поверхню не мають. Так як вони є найдавнішими, то відносини з нижчого рівня породами не встановлені. Складені сірими мергелями. Загальна потужність відкладів ярусу складає більше 60 метрів.

3.3.1.2. Барремскій ярус (K1b).

Відкладення барремского ярусу поширені на всій території, але виходів на поверхню не мають. Згідно залягають на породах готерівского яруси. Складені вапняками з лінзами кременів. Загальна потужність відкладів 55 метрів.

3.3.1.3. Аптскій ярус (K1ap).

Порода аптского ярусу поширені на всій території району, але виходів на поверхню не мають. На породах барремского ярусу залягає згідно. Складені зелено-сірими мергелями. Загальна потужність відкладів ярусу становить 35 метрів.

3.3.2. Палеогенові система.

На території району поширена повсюдно, але виходів на денну поверхню не має. Представлена палеоцені, еоцен і олігоцені. Загальна потужність відкладів становить 155 метрів.

3.3.2.1. Палеоцен (Р1).

Порода палеоцену на території району поширені повсюдно, але виходів на денну поверхню не мають. Залягають на розмитій поверхні порід аптского ярусу нижньої крейди, що доводить наявність стратиграфічного незгоди між цими породами. Складений пісковиками з прошарками глин. Загальна потужність відкладів складає 25 метрів.

3.3.2.2. Еоценова епоха (Р2).

Відкладення еоцена поширені повсюдно, але виходів на поверхню не мають. Згідно залягають на породах палеоцену. Представлені вапняками з прошарками глин. Загальна потужність відкладів складає 30 метрів.

3.3.2.3. Олігоцен (Р3).

Порода олігоцену поширені на всій території району, але виходів на денну поверхню не мають. Вони згідно залягають на породах еоцену. Складені доломітами чергуються з гіпсами. Загальна потужність відкладів становить 550 метрів.

3.3.3. Неогенові система.

Неогенові система поширена на всій території району. Представлена міоцені і пліоцені. Загальна потужність відкладів системи складає 2100 метрів.

3.3.3.1. Міоцен.

Відкладення міоцену поширені на всій території району. Представлені нерозчленованим гельветскім і тортонських, сарматським і меотіческім ярусами. Загальна потужність відкладів складає 1270 метрів.

3.3.3.1.1. Гельветскій і тортонських ярусу (N1h + t).

Порода гельветского і тортонських ярусів поширені на всій території району, але виходів на денну поверхню не мають. Залягають на розмитій поверхні відкладень олігоцену. Складені пісковиками з прошарками алевролітів і дрібногальковий конгломератів. Загальна потужність відкладів ярусів становить 550 метрів.

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

Відкладення сарматського і меотіческого ярусів поширені на всій території району, але виходів на поверхня не мають. На породах гельветского і тортонських ярусів залягають відповідно. Складені пісковиками з прошарками алевролітів і бурого вугілля.

Загальна потужність відкладів становить 720 метрів.

3.3.3.2. Пліоцен.

Пліоцен поширений на всій території району. Представлений понтіческім і киммерийским ярусами. Загальна потужність відкладів становить 830 метрів.

3.3.3.2.1. Понтіческій ярус (N2pn).

Порода понтіческого ярусу поширені на всій території району і виходять на поверхню у вигляді ядер антікліналей. Згідно залягають на породах об'єднаних сарматського і меотіческого ярусів (за даними стратиграфічної колонки). Складені аргілітами з прошарками пісковиків. Загальна потужність відкладів становить 450 метрів.

3.3.3.2.2. Кімеріджскій ярус (N2k).

Відкладення кіммерійського ярусу поширені повсюдно на території району. На породах понтіческого ярусу залягають згідно (рис 7.) Вони складені пісковиками і алевролітами. Загальна потужність відкладів становить 380 метрів.

3.4. Трубачскій район.

Відкладення Трубачского району поширені на північному заході досліджуваної території. Представлені породами млявий і палеогенової системами, залягають без кутових і тектонічних незгод (рис 8). Загальна потужність відкладів 230 м.

3.4.1. Крейдова система.

Крейдова система поширена на всій території району. Представлена нижнім відділом. Ярусама нижнього відділу залягають між собою відповідно. Загальна потужність відкладів системи складає 129 метрів.

3.4.1.1. Нижній відділ.

3.4.1.1.1. Готерівскій ярус (K1h).

Відкладення готерівского ярусу поширені на всій території району. Так як вони є найдавнішими, то відносини з нижчого рівня породами не встановлені. Складені сірими мергелями з прошарками пісковиків і зелено-сірих піщанистого мергелів. Загальна потужність відкладів ярусу становить понад 40 метрів.

3.4.1.1.2. Барремскій ярус (K1b).

Порода барремского ярусу поширені на всій території району. Складені білими толстослоістимі вапняками з прошарками і лінзами кременів. Загальна потужність відкладів 55 метрів.

3.4.1.1.3. Аптскій ярус (K1ap).

Відкладення аптского ярусу поширені на всій території району. Складені зеленими мергелями. Загальна потужність відкладів ярусу становить 34 метри.

3.4.2. Палеогенові система.

На території району поширена повсюдно. Представлена палеоцені, еоцен і олігоцені. Загальна потужність відкладів становить 101 метр.

3.4.2.1. Палеоцен (Р1).

Порода палеоцену на території району поширені повсюдно. Вони залягають на розмитій поверхні відкладень аптского ярусу нижньої крейди, що доводить наявність стратиграфічного незгоди. Складений крупноі середньозернисті пісковиками з прошарками глин. Загальна потужність відкладів становить 23 метри.

3.4.2.2. Еоценова епоха (Р2).

Відкладення еоцена поширені повсюдно. Згідно залягають на породах палеоцену. Представлені світло-сірими вапняками з прошарками глин. Загальна потужність відкладів становить 23 метри.

3.4.2.3. Олігоцен (Р3).

Порода олігоцену поширені на всій території району. Згідно залягають на породах еоцену. Складені доломітами чергуються з гіпсами. Загальна потужність відкладів складає 55 метрів.

4. Тектонічні будову району.

Описувана територія включає в себе область розвитку кайнозойської (альпійської) складчастості вираженої в вигляді ядра антиклінорій, крайового прогину та прилеглої до нього платформи, розділених між собою розривними порушень. Надалі опис ведеться за окремим тектонічних областям.

4.1. Платформа.

З аналізу карти на даному район можливо оцінити тільки платформний чохол, тому що дані про фундамент відсутні. Виходи порід платформеного чохла спостерігаються в північно-західній частини досліджуваної території в межах Трубачского району. Порода формувалися в умовах платформеного режиму і складені карбонатно-теригенними і евапорітовимі формаціями, залягають горизонтально або субгорізонтально з характерними для платформеного чохла малими потужностями не перевищують 200 м. Розривні порушення в межах платформеного чохла відсутні.

На півдні відділяється розривним порушенням I порядку (скиданням) від зовнішньої частини крайового прогину.

4.2. Крайовий прогин.

Крайовий прогин даній області за стратиграфічні і тектонічекім відмінностей можна підрозділити на зовнішню і внутрішню частини. Що складають їх формації характерні для орогенной області.

4.2.1. Зовнішня частина крайового прогину Зовнішня частина крайового прогину розташована в центральній частині досліджуваної території в межах Нерінского району. У її будові можна виділити два структурно-формаційні області, що характеризуються різними Геотектонічні режимами. На платформеному чохлі, складеним вищеописаними породами з кутовим незгодою залягають породи неогенового віку, зім'яті в слабовиражені брахіформние складки. Порода гельветского і тортонських ярусів утворюють флексури.

З півночі і півдня зовнішня частина крайового прогину обмежена розривними порушеннями. З півночі відокремлюється від платформи скиданням з кутом падіння сместітеля 70 град., нахиленого в південно-східному напрямку. Блок крайового прогину опущений. Всередині зовнішньої частини крайового прогину проходить розрив I порядку, класифікуються як скинути-зрушення. По карті визначити горизонтальну складову зсуву не представляється можливим, але імовірно він стався у південно-західному напрямку. Поверхня сместітеля нахилена в південно-східному напрямку. Кути падіння поверхні сместітеля змінюються від 70 до 75 град. З півдня на зовнішню частину крайового прогину насунута внутрішня частина, відділяючись розривом I порядку (насувів). 4.2.2. Внутрішня частина крайового прогину Внутрішня частина крайового прогину розташована в південній частині досліджуваної території в межах Ковачского району. У її будові беруть участь породи крейда-палеоген-неогенового віку (значну роль відіграють породи верхньокрейдяними віку) з характерними для орогенной області формаціями уламкових, евапарітових і карбонатно-теригенних порід, зім'ятих у лінійні складки як великі складки I порядку так і більш дрібні складки II поряка з сундучной формою замку. У південній частині прогину розташовуються перекинуті складки.

З півночі внутрішня частина крайового прогину обмежена насувів I порядку, сместітель якого нахилений в південно-східному напрямку під кутами від 33 до 55 град. Всередині даної території виділяються 5 насувів II порядку, що утворюють лускатій-надвіговую систему з загальним простягання з північного заходу на південний схід. Всі Недовго нахилені в південно-східному напрямку, з кутами падіння сместітелей що змінюються від 53 до 60 град. З півдня на внутрішню частину крайового прогину насуненій ядро антиклінорій.

4.3. Ядро антиклінорій Ядро антиклінорій розташоване на південно-сході території в межах Любецького району і є геосинклінальної областю альпійської складчастості. У його будові беруть участь відклади юрської і млявий систем з характпрним комплексом порід осадовою геосинклінальної формації теригенними флішем з невеликим присутністю карбонатної матеріалу. Порода інтенсивно зім'яті в лінійні сильно стислі складки північно-східного простягання. Залягання порід перекинуте з чергуванням антиклінальними і синклінальними складок I порядку. Пласти перекинуті в південно-східному напрямку з кутами падіння від 25 до 70 град. Ядро антиклінорій насунутій на внутрішню частина крайового прогину, утворюючи Покрив тектонічний, аллахтоном якого є породи Юрського-крейдяного віку, а автохтоном верхньокрейдяними-палеоген-неогенового віку. Тектонічні останці утворені породами нижньої крейди альбского яруси. Ядро антиклінорій (аллахтон) отделяеется від внутрішньої частини крайового прогину (автохтони) поверхнею волочіння з кутами падіння від 8 до 10 град. Сместітель нахилений в південно-східному напрямку. Всередині антиклінорій виділяється цілий ряд насувів (5), що утворюють лускатій-надвіговую систему з нахилом сместітелей в тому ж напрямку, що і поверхня волочіння. Кути нахилу поверхні сместітелей збільшуються в південно-східному напрямку від 18 до 35 град.

5. Історія геологічного розвитку району.

Історія даного геологічного району являє собою досить складний і цікавий процес. Складність процесу полягає в тому, що ядро антиклінорій і внутрішня частина крайового прогину утворювалися не на даній території, а на південний схід від її і тільки в результаті виникнення Покрив тектонічний були зміщені в межі описуваного району. Внаслідок цього історія геологічного розвитку, розглядається за окремими тектонічним областям у різні етапи геологічного розвитку.

5.1. Мезозойської етап розвитку 5.1.1. Ядро антиклінорій У юрський і млявий періоди породи, що складають антиклінорій, утворювалися значно на південний схід від даної території. В цей час переважали негативні вертикальні тектонічні рухи, приводили до опускання даній території і накопичення піщано-глинистого матеріалу з домішкою карбонатних опадів. що свідчить про морські умовах опадонакопичення, причому наявність чорних глинистих сланців, прошарку сідерітов і флішові формації дозволяє зробити висновок про сам опадонакопичення.

Спочатку воно відбувалося в досить глибоководних умовах, зміну після невеликої перерви (позитивні вертикальні тектонічні рухи в кінці середньої юри призвели до припинення опадонакопичення, що відновилося в результаті негативних тектонічних рухів на початку верхньої юри кімеріджского століття) більше мілководними: області дрібного шельфу в зоні образу-прибійній діяльності моря. Наприкінці раннього крейди альбского століття ця територія в результаті вертикальних тектонічних рухів піднялася значно вище рівня моря і опадонакопичення припинилося, поступившись місцем денудаційним процесам, продовжується до нинішнього часу.

5.1.2. Внутрішня частина крайового прогину У крейдяний період територія формування внутрішньої частини крайового прогину також знаходилася на південний схід від території, представленої на карті. У Наприкінці раннього крейди (аптскій і альбскій століття) умови опадонакопичення були аналогічні умовам опадонакопичення антиклінорій. Однак на відміну від антиклінорій вконце альбского століття тут не відбулися позитивні тектонічні рухи. Накаплівавшіея в цей час евапарітовие відкладення свідчать про наявність субзамкнутого дрібного басейну, що піддавався повільного тектонічному опускання. В умовах аридного клімату в ньому випаровувалися води більше, чес притікає з відкритого океану, завдяки чому концентрація солей безперервно підвищувалася й почалося поступове ритмічне випадіння солей з води басейну. Наприкінці сеноманського століття відбувається підняття території вище рівня моря і нетривалого існування суші. На початок сенонского часу відбувається новий етап опускання території і накопичення каарбонатно-глинистих опадів у морських умовах.

5.1.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа У нижньокрейдових період територія, яку займає зовнішньої частиною крайового прогину і платформою мала однакову історію. Вона була областю опадонакопичення істотно карбонатних опадів у морських умовах. Негативні тектонічні рухи були незначними про що можна судити з аналізу потужностей нагромаджуючи порід. Наприкінці аптского століття територія зазнала підняття і опадонакопичення припинилося.

5.2. Палеогенові етап розвитку 5.2.1. Ядро антиклінорій Ядро антиклінорій продовжує залишатися сушею з Пульсаційний тектонічними рухами про що свідчить періодичне накопичення в крайовому прогині грубоуламкові матеріалу, швидше за все зноситься саме з цієї території. Це був час формування лінійних складок.

5.2.2. Внутрішня частина крайового прогину На початок палеогенового періоду в районі антиклінорій ймовірно виникли нові тектонічні рухи, що привели до активного руйнування порід і зносу їх у внутрішню частину крайового прогину про що свідчить наявність в товщах теригенно-карбонатних опадів конгломератів. Сама внутрішня частина крайового прогину в цей час відчувала тектонічна опускання і була частиною морського басейну. Наприкінці пізнього палеогену дана територія зазнає позитивні вертикальні тектонічні рухи, що призводить до припинення опадонакопичення.

5.2.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа До початку раннього палеогену на даній території поновлюються негативні тектонічні рухи, причому в районі крайового прогину більш слабкими (потужність опадів у районі платформи трохи менше). До кінця пізнього палеогену території відчуває підняття з припиненням опадонакопичення.

5.3. Неогенові етап розвитку У це час накопичення опадів відбувається тільки в крайовому прогині.

5.3.1. Внутрішня частина крайового прогину У міоцені (гельветскій і тортонських століття) знову відбувається опускання суші крайового прогину і накопичення теригенно матеріалу в тому числі грубоуламкові (очевидно знову відбувалося підвищення тектонічної активності в районі антиклінорій). До кінця гельветского і тартонского століть під дією вертикальних тектонічних рухів дана територія стає суходолом і опадонакопичення припиняється, після чого відбувається утворення складок.

5.3.2. Зовнішня частина крайового прогину В епоху міоцену і пліоцену на даній території відбувається опускання суші, продовжується до кінця кіммерійського століття. Накопичуються Теригенні опади спочатку більш грубоуламкові, в сарматське і меотіческое час відбувається накопичення бурого вугілля. Наприкінці кіммерійського століття відбуваються тектонічні підняття і перерву в опадонакопичення.

5.4. Час максимальної активізації Альпійської складчастості даного району Цей час максимальної тектонічної активізації та освіти надвіговой системи. Очевидно в районі, розташованому на південний схід від антиклінорій відбувалися активні тектонічні руху та магматизм, що призвели до утворення розсовуючи з значною горизонтальної складової і (або) значних зрушень у блоках фундаменту. Це спричинило за собою потужні навантаження на прилеглі породи і переміщення їх у напрямку дії тектонічних сил, які можна визначити за орієнтуванні кутів падінь сместітелей розривних порушень на карті, тобто це напрям південний схід північний захід. У результаті таких спрямованих рухів утворився шарьж, Недовго I порядку і численні другорядні Недовго всередині блоків.

Проте це не єдині сили що діють на даній території. Скидання і скидання-зсув I порядку в північно-західній ділянці карти свідчать про наявність також потужних вертикальних рухів і рухів у напрямку північний схід південний захід.

Можливо припустити, що описувана територія і в даний час є тектонічно активною. Глава 1. ВСТУП У процесі виконання курсової роботи проведено аналіз геологічної карти 50 000 масштабу 1969р, упорядник В. Г. Тихомиров під редакцією М.М. Москвіна, Ю.А. Зайцева.Опісаніе ведеться по східній частині кар-ти.Опісиваемий район відноситься до центральної частини Казахстана.На карті відображено виходипород силурійського, девонського, кам'яновугільного віз-раста.Центральную частина карти займає велике інтрузивні тіло-бато-лит, що має складне багатофазові строеніе.Наіболее високі точки району (г.Волк 1080 м) розташовані в межах виходу інтрузивні освіти, і носять назву гранітних гор.В районах річок Корнет і Пшада висотні ометкі знижуються до 400 м.

Текстова частина курсового проекту включає детальний опис стра-тіфіцірованних товщ і інтрузивні утворень, умов їх залягання, про-разовнія, а також тектонічні процеси що відбувалися в даному райо-не.Текст містить викопіювання геологічної карти, що відображає найбільш характерні ділянки контактів різновікових порід.

Опис геологічної карти супроводжується наступними графічною-кими додатками: 1) Схема рельєфу і річкової мережі району 2) Тектонічна карта 3) Геологічні розрізи 4) Формаційний колонка 2 - Глава 2. РЕЛЬЄФ І Річкова мережа На досліджуваної території виділяється два типи рельєфу: рівнинний і нізкогорний.Равнінний рельєф розташований у південній частині карти і займає близько 40% описуваної террторіі.Максімальние висотні відмітки 500м, ми-мінімального коливаються близько 400м.Такім чином перевищення становить близько 100м.Нізкогорний рельєф розташований на північ від рівнинно?? про і займаючись-і близько 60% терріторіі.Максімальная висотна отметка1170м г.Оленья, мінімальні близько 500м.Колебанія висотних відміток поверхні становить 580.

Описувана територія є єдиним басейном річки, маючи в своєму розпорядженні-ющейся поза межах досліджуваного району (додаток 1). Тут можна виокрем-лити вододіли другого порядку, представлені майже не вираженими вододілами в межах рівнинного рельєфу і краще вираженими в низ-когорном рельєфі.

Річкова мережа представлена двома річками (Глибока і Пшада) і струмком Корнет, впадає в озеро Светлое.Обе річки і струмок протікають в направ-леніі північний захід південний схід. За співвідношенням з геологічним ладі-ням району, що є структурно обумовленим в рівнинної частини, річки і струмок належать до діагональному типу річкових долин.

Судячи з перевищенням річка належить до рівнинному тіпу.Маленькій ухил і невелика швидкість потоків призводить до того, що Алювій в дан-ном районі практично не накаплівается.В районі оз.Светлое відзначається заболочування місцевості викликане приповерхневих заляганням рівня грунтових вод.

Глава 3. Стратиграфія

На досліджуваній території отримали поширення породи силу-рійська, девонської і кам'яновугільної систем, що мають однакові площі виходу.

Силурійські система.

Порода силурійських системи поширені в південній частині карти.Оні представлені верхнім і нижнім отделамі.В нижньому відділі виділяють ллан-доверійскій і венлокскій яруса.Верхній відділ представлений лудловскім ярусом. Від порід девонського і кам'яновугільного віку відокремлюється тектонічним незгодою (рис. 1). На півдні території сілурійскріе від-розкладання перекриваються породами нижнього і середнього девону. Їх контакт носить характер різкого кутового і структурного незгоди. Загальна потуж-ність силурійських відкладень складає більше 3800м.

Лландоверійскій ярус.

Лландоверійскій ярус поділяється на два под'яруса: нижній і верхній, які мають виходи на поверхню у вигляді вузьких смуг шириною близько 2500 км.

Відкладення нижнього под'яруса складають ядра антиклінальними складок.

Вони представлені пісковиками, алевролітами, аргиллітами і туфами Анде-зи-базальтового складу. Відносини з нижележащим порода не установ-лени так як є найбільш древніми породами в розрізі даного ра-Йона. Потужність відкладів нижнього под'яруса більше 2000 м.

4 - Відкладення верхнього под'руса складають крила антиклінальними і Синк-лінальной складок. Вони представлені пісковиками, алевролітами і аргіл-літамі зеленого кольору з прошарками крем'янистих порід. Згідно залягають на породах нижнього под'яруса лландоверійского яруси. Потужність відкладений-ний 400-600 м.

Венлокскій ярус Венлокскій ярус поділяється на два под'яруса: нижній і верх-ний, які беруть участь у освіту великої синклінальне складки Ка-саткі, проте на описуваної території відклади нижньої под'яруса не представлені.

Породи верхнього под'яруса складають крила синклінальне складки.

Вони представлені пісковиками