Аналiз геологiчноï карти з рiчковим рельєфом
ЗмiстВведення
РОЗДIЛ 1. Рельєф i рiчкова мережа
РОЗДIЛ 2. Стратиграфiя
РОЗДIЛ 3. Iнтрузивнi утворення
РОЗДIЛ 4. Тектонiка
РОЗДIЛ 5. Iсторiя геологiчного розвитку
Список лiтератури
ВВЕДЕННЯ
Метою даноï курсовоï роботи є аналiз геологiчноï
карти, найважливiших структурних елементiв, вiдображених на нiй, а також
придбання досвiду узагальнення геологiчноï iнформацiï й
вiдновлення iсторiï геологiчного розвитку дiлянки земноï кори.
Дана геологiчна карта (аркуш-) є среднемасштабной (1: -00000) .
Рельєф виражений горизонталями з перетином 100 метрiв. Ськлав
карту редактори
Геологiчна будова даного району досить ськладне, характеризується
наявнiстю декiлькох структурних поверхiв, численними тектонiчними
порушеннями й iнтрузiями.
Стратиграфичеськая розчленованiсть розрiзу даного регiону досить
дробова, тому що товщi бiльшостi систем розчленованi на вiддiли, яруси й
звитi.
Для повноï характеристики й аналiзу геологiчноï будови цього
району на картi використовується система умовних позначок.
За допомогою знакiв вiку й елементiв залягання порiд ми маємо
можливiсть максимально точно побудувати геологiчнi розрiзи й з'ясувати
структурнi особливостi залягання гiрських порiд i на ïхнiй основi
вiдновити геологiчнi процеси (тектонiчнi, опадонакопичення й iншi, що
виникали в те або iнший геологiчний час.
У роботi з картою використовуються наступнi методи: аналiзу просторового
положення геологiчних границь по спiввiдношенню з рельєфом i по
спiввiдношенню мiж собою; аналiзу послiдовностi нашарувань; аналiзу
перерв i незгод; вивчення фацiй; вивчення потужностей.
Аналiзувалася половина карти.
РОЗДIЛ 1. РЕЛЬЄФ I РIЧКОВА МЕРЕЖА
Рельєф даноï територiï здебiльшого гiрський (90%) ,
тiльки 10% займає рiвнинний рельєф. Рiвнинний рельєф
розповсюджений у низов'ях рiк i перебуває в пiвнiчнiй i пiвденно-
схiднiй частинах описуваноï територiï.
Абсолютнi оцiнки коливаються вiд 100 до 500 м.
Гiрський рельєф займає iншу частину даного регiону. Висоти
вiд 500 до 1712 метра. Вершина з максимальною абсолютною оцiнкою (1712)
розташовується в пiвнiчно-схiднiй частинi. Це безiменна вершина,
на захiд вiд ïï перебуває вершина з абсолютною оцiнкою
1175 м, на пiвденно-заходi — вершина з оцiнкою 1419 м, а до пiвдня
розташована вершина з оцiнкою 1490м.
На пiвднi й заходi описуваноï територiï розповсюджений
низкогорний рельєф з оцiнками 500-1000 метрiв. Розташування
височин безладне. На пiвденно-заходi розташована отм. 615м., а в шести
км. на схiд ïï розташована вершина з отм. 914м.. Схили височин
середньоï крутостi, сильно розчленованi ярами й розпадками.
Рiчкова мережа в основному представлена п'ятьома басейнами:
1. Басейн рiки —i —i-. Розташований у захiднiй частинiописуваноï територiï. Рiка кiлька разiв мiняє
напрямок плину. У джерел цей пiвденно-захiдний напрямок, потiм воно
переходить у захiдне й потiм у пiвнiчно-захiдне. Ширина терас 0,4
— 1,7 км. Рiка має чотири великих лiвих припливи й безлiч
дрiбних. У джерелах це гiрська рiка, потiм вона здобуває риси
низкогорной i в нижнiй частинi рiвнинноï рiки.
2. Басейн рiки —i —i —i —i — розташований
центральноï пiвденноï частини територiï й тече до
пiвдня. Має один лiвий i два правих великих припливи. Ширина
терас вiд 0.2 до 1.6 км. У джерелах рiка гiрська, а далi
здобуває рiвнинний характер i меандрирует.
3. Басейн рiки —i —i —i —i —i —i
—i — розташований на захiд р. Тас-Юрях. Ця рiка має
1 великий лiвий приплив i тече до пiвденно-заходу. Має тераси
шириною вiд 0.5 до 2.5 км. Початок рiки розташований у горах, але
характеризується спокiйним рiвнинним характером i меандрирует.
Вододiлом останнiх двох басейнiв є висотна оцiнка 1490м. 4. Басейн
р. —i —i —i —i розташований у пiвденно-схiднiй
частинi карти (схiднiше р. —i —i —i —i —i-
, тече до пiвденно-заходу. Має тераси шириною 0.5-1.2км i великий
правий приплив. Має спокiйний характер.
4. На пiвнiчному сходi описуваноï територiï розташований
басейн р. —i —i —i —i —i, що тече до
сходу, i тераси якоï мають ширину вiд 0.2 до 1.5 км. Характер
рiки рiвнинний, хоча джерело розташоване в горах.
Крiм сучасних алювiальних терас, представлених галечниками й пiськами,
по долинах великих рiк видiляються нерозчленованi комплекси терас
верхньоï й середньоï ланок четвертинноï системи.
Верхнечетвертичние вiдкладення, представленi льодовиковими й водно-
льодовиковими валунниками, галечниками, пiськами, суглинками й супесями,
откартировани по всiх перерахованих басейнах. Цi тераси є
ерозiйними, а по взаєминам з вишележащим сучасним комплексом
є вкладеними.
Тераси середньоï ланки, представленi алювiальними галечниками,
пiськами й суглинками, зустрiнутi у верхiв'ях рiки Тас-Юрях i в басейнi
рiки —i —i —i —i —i. Вони також є
ерозiйними, а по взаєминам врiзаними.
РОЗДIЛ 2. СТРАТИГРАФIЯ
Для даноï територiï характерний розвиток декiлькох комплексiв
осадових вiдкладень, вiдособлених у розрiзi завдяки особливостям
ïхнього ськладу й умовам залягання.
Видiляється комплекс переважно морських вiдкладень, що утворилися
iз середнього ордовика по ейфельський ярус середнього девону включно. У
нижнiй частинi цiєï товщi переважають терригенние вiдкладення
(ПРО — S) , у верхньоï карбонатнi вiдкладення (S — Def)
.
Породи всiх вiддiлiв цього промiжку часу (ПРО — Def) залягають
згiдно один одному.
Другий комплекс порiд на територiï району — це юрськi
вiдкладення незгiдно залягають на породах попереднього комплексу.
Цей комплекс рiзко вiдрiзняється по ськладу вiд палеозойських
вiдкладень. Вiн представлений вулканогенно-терригенной товщею й
залягає на породах палеозою з кутовим i стратиграфичеським
незгодою.
Найбiльш розвиненi в районi ордовикськие й силурийськие вiдкладення.
Всi вiдкладення зiм'ятi в ськладки, крiм четвертинних.
ПАЛЕОЗОЙСЬКА ЕРАТЕМА (PZ)
Ордовикськая система
На територiï району ордовикськая система представлена вiдкладеннями
ïï середнього й верхнього вiддiлiв, якi займають невелику
частину площi в пiвденнiй i захiднiй частинi. Крiм того, ордовикськие
породи виходять у схiднiй частинi району. Загальна потужнiсть
ордовикських вiдкладень 2300 м.
Середнiй вiддiл. Харкинджинськая звита (O hk)
Вiдкладення харкинджинськой звитi розвиненi в районi незначно. Вони
простягаються невеликою смугою в пiвнiчно-захiдному напрямку в 4 км. на
схiд отм. 941м. Вiдкладення представленi темно-сiрими й чорними
глинистими сланцями з вiдбитками граптолитов Dicranograptus cf. rektus
Hopk. Опадонакопичення вiдбувалося в умовах прогинання територiï в
морських вiдбудовних умовах. Потужнiсть вiдкладень 800 м.
Верхнiй вiддiл. Омукськая звита (Про оm)
Породи верхнього ордовика виходять у виглядi трьох смуг пiвнiчно-
захiдного простягання уздовж рiки —i —i — i
верхiв'ïв ïï припливiв у пiвденнiй i захiднiй частинi
району, а також займають велику область на пiвнiчно-заходi району. Цi
вiдкладення згiдно залягають на среднеордовикських. Вони представленi
зеленувато-сiрими полимиктовими песчанниками iз прослоями глинистих
сланцiв (0.5 м) i лiнзами (до 1 м) мелкогалечних конгломератiв. У
середнiй частинi товщi откартирован прослой ясно-сiрих вапнякiв
потужнiстю 5 м, що характерний для цiєï пачки i є що
маркiрує.
Судячи зi ськладу й кольору вiдкладень вони є флишеподобной теригенно-
карбонатною товщею в умовах прогинання в морських умовах поблизу джерела
континентального зносу. У серединi верхнього ордовика швидкiсть
прогинання територiï була, можливо, трохи вповiльнена, що привело
до утворення пачки вапнякiв, що маркiрують, в умовах компенсованого
прогину.
Потужнiсть омукськой звитi становить 1500 м.
Силурийськая система.
У межах розглянутоï територiï силурийськая система
представлена вiдкладеннями нижнього й верхнього вiддiлiв, причому
верхнесилурийськая товща розчленована на двi звитi — бизонськую й
мирнинськую. Силурийськие вiдкладення є переважними в районi.
Вони займають майже всю захiдну й пiвденну частину територiï.
Загальна потужнiсть вiдкладень силуру 1600 — 2100 м.
Нижнiй вiддiл. Маутськая звита (S mt)
Вiдкладення маутськой звитi утворять крила антиклiнальноï ськладки
на пiвночi району, у межах цiєï ж структури, але на схiд
откартировани в крилах синклiналi схiднiше отм. 1712м., а також i ядрi
ськладноï синклiналi другого порядку до пiвденно-заходу вiд
тоï ж оцiнки, i, крiм того, у крилах великоï уськладненоï
антиклiнальноï ськладки у верхiв'ях рiки Оттох у захiднiй частинi
району. Вiдкладення маутськой звитi згiдно залягають на породах ордовика
й представленi чорними тонколистоватими глинистими сланцями iз прослоями
( 1-2 м) i пачками (до 15 м) темно-сiрих вапнякiв, що характеризують
морськi застiйнi вiдбудовнi умови опадонакопичення.
Потужнiсть вiдкладень маутськой звитi 600-1100 м.
Верхнiй вiддiл.
Бизонськая звита (S bz) .
Вiдкладення бизонськой звитi займають велику площу в пiвденнiй i
захiднiй частинi району, откартировани у верхiв'ях рiки Оттох, у
середньому плинi рiк —i —i —i —i — i
—i —i —i —i —i —i й деяких iнших
мiсцях менш значно.
Породи бизонськой звитi ськладають крила великоï уськладненоï
антиклiнальноï структури в схiднiй частинi територiï, а також
крила антиклiналi на сходi. Для порiд бизонськой звитi характерно пологе
залягання, лише в окремих мiсцях перехiдне в круте й перекинуте.
Породи бизонськой звитi згiдно залягають на нижнесилурийських породах i
представленi жовтувато-бiлими пористими толстоплитчатими доломiтами, що,
iмовiрно, вiдбиває мiлководнi умови опадонакопичення в режимi
пiдвищеноï солоностi й характеризує зниження iнтенсивностi
прогинання. Потужнiсть порiд бизонськой звитi -1000 м.
Мирнинськая звита (S mr) .
Вiдкладення мирнинськой звитi розвиненi незначно, у виглядi
малопотужноï пачки откартированной у центральнiй i пiвденно-схiднiй
частинах району. Вони представленни червоноколiрними косослоистими
пiщаниками з ( 1-3 м) конгломератiв i жовтих доломiтiв. Потужнiсть
вiдкладень 100-450 м зi зменшенням потужностi в пiвденно-захiдному
напрямку. Червоний колiр пiщаникiв указує на континентальний
характер вiдкладень звите й продовження поступового здiймання
територiï, якi, мабуть, судячи зi ськорочення потужностi в пiвденно-
захiдному напрямку було бiльше значним саме в цiй частинi району.
Вiдкладення мирнинськой звитi згiдно залягають на породах бизонськой
звитi.
ДЕВОНСЬКА СИСТЕМА.
Девонська система в районi представлена нижнiм i середнiм вiддiлами.
У крайнiй пiвденно-захiднiй частинi району девонськi породи утворять
захiдне крило великоï ськладноï антиклiналi, витягнутоï в
пiвнiчно-захiдному напрямку.
Захiднiше отм. 1419 девонськi вiдкладення утворять ядро пiдiрваноï
розламами антиклiнальноï ськладки спочатку мала субмеридиональное
простягання. Ця й розташованi схiднiше брахисинклинали, також порушенi
розламами утворять пояс що простирається субмеридионально. I на
сходi територiï в ядрi синклiнальноï ськладки.
У нижнiй частинi розрiзу девону переважають терригенние породи iз
прослоями вапнякiв, у верхньоï — переважно карбонатнi породи
згiдно залягають на силурийських вiдкладеннях.
Загальна потужнiсть девонських вiдкладень становить 1300-1400 м.
Нижниий вiддiл.
Нелюдимськая звита (D nl) .
Нижнедевонськие вiдкладення найпоширенiшi на територiï району. Вони
ськладають всi вiдзначенi вище структури. Нижнедевонськие породи
представленi темно-сiрими й чорними толстоплитчатими вапняками з
окремими пачками (до 30 м) доломiтiв. Характер опадiв указує на
умови слабкого повiльного компенсованого занурення, темно-сiрий колiр
опадiв свiдчить про застiйний водний режим, наявнiсть пачки доломiтiв,
видимо, вiдбиває умови мiлководного опадонакопичення. Як ми вже
вiдзначали, нижнедевонськие породи (D nl) згiдно залягають на
верхнесилуриийських (S mr) . Потужнiсть вiдкладень нелюдимськой звитi
становить 1000 метрiв.
Середнiй вiддiл (D) .
Середнiй вiддiл девону представлений ейфельським ярусом.
Ейфельський ярус (D ef) .
Вiдкладення ейфельського ярусу зустрiнутi в крайнiй пiвденно-захiднiй
частинi району у виглядi краю крила великим, уськладненим розривом,
лiнiйноï ськладки. Вiдкладення ейфельського ярусу згiдно залягають
на породах нижнього девону й представленi чорними глинистими сланцями iз
прослоями потужнiстю 1 — 2 м темно-сiрих вапнякiв, що
характеризують морськi умови опадонакопичення в режимi застiйних вод.
Порiвняно мала потужнiсть опадiв може свiдчити про слабкий i нетривалий
режим прогинання в цiй частинi територiï. Верхнiй вiддiл.
ЮРСЬКА СИСТЕМА.
Юрська система на розглянутiй територiï представлена тiльки верхнiм
вiддiлом. Породи юри широко поширенi в пiвнiчнiй i пiвнiчно-схiднiй
ïï частинi. Вони з кутовим i стратиграфичеським незгодою
залягають на палеозойських вiдкладеннях, однак, успадковуючи загальне
пiвнiчно-захiдне простягання палеозойськоï зони ськладчастостi.
Залягання порiд вiд порожнього до крутого з перевагою крутих кутiв
падiння юрський порiд, мабуть, обумовлених локалiзацiєю
цiєï товщi в межах великоï древньоï
тектонiчноï зони. Породи юрськоï системи представленi
переважно вулканогенно-осадовою товщею в нижнiй частинi розрiзу
(илиньтасськая звита — J il) , i теригенними вiдкладеннями
бастахськой звитi (J bs) . Загальна потужнiсть юрських порiд становить
2200 — 2800 м.
Илиньтасськая звита (J il) .
Вiдкладення цiєï звитi поширенi в пiвнiчнiй частинi карти.
Вони мають пiвнiчно-захiдне простягання й рiзне залягання вiд пологого
до крутого. Найбiльш круте залягання спостерiгається в пiвнiчнiй
частинi областi поширення юрських вiдкладень поблизу зони пiвнiчно-
захiдного розламу. Породи илиньтасськой звитi з рiзким кутовим i
стратиграфичеським незгодою залягають на палеозойських вiдкладеннях, при
цьому зi стратиграфичеськой стовпчика випадають вiдкладення середнього й
верхнього девону, верхнього карбону, пермi, трiасу, нижнього й
середнього вiддiлiв юри.
Породи звитi представленi зеленими й лiловими андезитами, часто
миндалекаменними, ïхнiми туфами; у пiвденно-захiдному напрямку
замiщаються тонкофлюидальними рожевими й бiлими лiпаритами i ïхнiми
туфами, у середнiй частинi рiдкими прослоями (1 м) глинистих сланцiв, у
верхах потужними лiнзами (до 150 м) сiрих кременистих порiд. Бiльша
поширенiсть кислих еффузивов iз флюидальностью в пiвденно-захiднiй
частинi може свiдчити про близькiсть вогнища виливу саме в цiй частинi
територiï. Ефузивнi вiдкладення звитi, очевидно, можна вiднести до
типовим покривних, що утворилися в континентальних умовах (з огляду на
бiльшу поширенiсть туфiв i колiр еффузивов — поряд iз зеленими
андезитами зустрiчаються лiловi (окисленi) рiзницi, а також з огляду на
рожевi фарбування лiпаритiв) . Зустрiчаються серед еффузивов прошаруй i
лiнзи теригенних i кременистих опадiв можуть свiдчити про нерiвнiсть
рельєфу в юрський час i наявностi окремих западин з морським
режимом. Загальна потужнiсть порiд илиньтасськой звитi становить 1100-
1500 метрiв.
Бастахськая звита (J bs) .
Породи бастахськой звитi ськладають витягнуту в пiвнiчно-захiдному
напрямку й обмежену розривними порушеннями широку западину Вiдкладення
бастахськой звитi згiдно залягають на породах илиньтасськой звитi.
Ïхнє залягання мiнливо й, очевидно, вони зiм'ятi в ськладки,
що характерно для вiдкладень, що перебувають у межах великоï
тектонiчно активноï зони.
Породи представленi чорними глинистими сланцями з конкрецiями марказиту,
у нижнiй частинi — з пачками (потужнiстю до 150 м) сiрих
песчанников. У середнiй частинi розрiзу откартирован обрiй маркирующих
зелених глауконiтових песчанников. У глинистих сланцях знайденi залишки
Aucella mosquensis (Buch) .
Вiдкладення порiд звитi вiдбувалося, очевидно, у межах западини в умовах
морського замкнутого басейну iз застiйним режимом (з огляду на чорний
колiр сланцiв з конкрецiями пiриту) i невеликими глибинами. Потужнiсть
порiд бастахськой звитi становить 1100-1300 м.
КРЕЙДОВА СИСТЕМА.
Нижнiй вiддiл.
Ожогинськая звита (K og) .
Вiдкладення крейдовоï системи представленi тiльки нижнiм вiддiлом
ожогинськой свитою. Вони зустрiнутi тiльки в крайнiй пiвнiчно-захiднiй
частинi району у виглядi слабовитянутого в пiвнiчно-захiдному напрямку
iзометричного
мовиiз субгоризонтальним, пологим заляганням
порiд. Породи мела з кутовою незгодою перекривають юрськi вiдкладення й
розташований поруч гранiтний масив. При цьому контактовi змiни,
пов'язанi iз впровадженням гранiтiв, у породах ожогинськой звитi не
виявленi.
Породи представленi сiрими косослоистими песчанниками в нижнiй частинi з
базальними конгломератами, у верхньоï — прослоями (1 м) сiрих
вуглисто-глинистих сланцiв i лiнзами (до 0.05 м) вугiль.
Подiбнi вiдкладення характеризують морський мiлководний режим
опадонакопичення. Потужнiсть порiд ожогинськой звитi становить 600 м.
РОЗДIЛ 3. IНТРУЗИВНI УТВОРЕННЯ
Iнтрузiï на описуванiй територiï поширенi не дуже широко. Вони
дiляться на 3 групи — познекаменноугольние iнтрузiï
гранодиоритов () , позднеюрськие дiабази й габбро-дiабази () i
раннемеловая iнтрузiя гранiтiв () .
Позднекаменноугольние гранодиорити
Описуванi iнтрузiï виходять на поверхню у СВ кутi карти.
Ïхнi вiковi границi можна визначити як пiсля раннекоменноугольного
(тому що вони сiчуть вiдкладення нижнього карбону) , але до пермського
перiоду (пермськi вiдкладення перекривають ïх на пiвнiчному сходi)
. Ськлад iнтрузiï гранодиорити. Роамери виходiв iнтрузiï на
поверхню коливаються вiд 0.5 до 2 км завширшки й вiд 2.5 до 4 у довжину.
Форми виходiв неiзометричнi. По морфологiчному типi це слабоудлиненние
штокообразние тiла. Впровадження цiєï iнтрузiï викликало
появу приконтактових роговикiв
Позднеюрськие дiабази й гоббродиабази
Представленi бiльшою кiлькiстю потужних даек, присвячених до
верхнеюрським порiд. Майже всi дайки орiєнтованi в СЗ на ЮВ.
Вони проривають породи верхньоï юри й у деяких мiсцях
перекриваються iнтрузiями нижньоï крейди. Ськлад iнтрузiй
дiабазовий i габбро-дiабазовий. Довжина вiд 3 до 10.5 км. Ширина вiд 0.1
до 0.8 км. Приконтактових змiн не спостерiгається.
Раннемеловие гранiти
Представленi iнтрузiєю, розташованоï у СВ частинi карти.
Ïï вiк можна визначити як раннемеловой, тому що iнтрузiя сiче
границi верхнеюрськия вiдкладень i перекривається вiдкладеннями
ожогинськой звитi нижньоï крейди. Ськлад — гранiтний.
Ïï розмiри в межах карти 4.5*6 км. Форма виходу досить
iзометрична (у видимiй частинi, тому що ïï захiдний край
виходить за рамки карти) . Приналежнiсть iнтрузивного тiла до певного
морфологiчного типу визначити практично неможливо через те, що воно
представлено не повнiстю. Але можна припустити, що це шток. Впровадження
цiєï iнтрузiï викликало появу приконтактових роговикiв.
РОЗДIЛ 4. ТЕКТОНIКА
Розглянута територiя є частиною палеозойськоï
ськладчастоï системи з накладеною мезозойською ськладчастiстю, а
також крейдового чохла платформи.
На територiï району можна видiлити 3 структурних поверхи:
палеозойський, юрський i крейдовоï. Границi мiж ними проведенi по
поверхнях кутових незгод.
Палеозойський (нижнiй) структурний поверх.
Палеозойський структурний поверх вiдповiдає геосинклiнальному
етапу розвитку областi, мiстить у собi вiдкладення, починаючи iз
середнього ордовика до визейського ярусу нижнього вiддiлу
кам'яновугiльного перiоду. Палеозойськi вiдкладення зiм'ятi в лiнiйнi й
брахиформние ськладки. Видiляються ськладки 1 i 2 порядкiв. Мiсцями
ськладки уськладненi розривними порушеннями.
У пiвнiчно-схiднiй частинi територiï видiляється велика
лiнiйна антиклiнальна ськладка з вiссю, витягнутоï в пiвнiчно-
захiдному напрямку, майже збiгаючись iз лiвим припливом верхнього плину
р. Березовка. Ядро ськладки ськладене породами мирнинськой звитi
верхнього силуру, крила — девонськими вiдкладеннями. Замок
ськладки округлий, ськладка трохи ассиметричная. Однак повнiстю про
ïï форму судити важко, тому що вона частково перекрита
юрськими вiдкладеннями. Максимальна ширина ськладки 5 км, довжина бiльше
10 км. Кути падiння крил 55-80 градусiв. У самiй пiвнiчнiй частинi
шарнiр ськладки поринає (ундулирует) i розглянута антиклiнальна
ськладка переходить у синклiнальну, збережену пiд юрськими вiдкладеннями
тiльки у виглядi невеликих останцов порiд кам'яновугiльноï системи.
Можливо, що розглянута антиклiналь до пiвденно-заходу пiд юрськими
вiдкладеннями переходить у синклiналь; про це може свiдчити наявнiсть
вихiднi з-пiд юрських вiдкладень пiвденно-захiдного крила
цiєï синклiнальноï ськладки, простягання якого
субпараллельно осi розглянутоï антиклiналi, кут падiння 50 градусiв
у пiвнiчно-захiдному напрямку. Це крило можна розглядати також як
частину широкоï антиклiнальноï ськладки iз брахиформним ядром,
слабовитянутом у пiвнiчно-захiдному напрямку субпараллельно струмку
Первальномуи ськладеному породами маутськой звитi силуру. Крила
ськладенi породами бизонськой звитi верхнього силуру й нижнього девону,
кути падiння крил 20-50 градусiв. Ширина ськладки важко визначна через
те що, iз заходу вона зiрвана пiвнiчно-захiдними порушеннями, а зi сходу
перекрита юрськими отложенииями. У цiлому ширина ïï становить
не менш 10 км. У районi верхнього плину р. Перевального вона уськладнена
брахиформной синклiналлю, витягнутоï в субширотном напрямку,
поперек основних ськладчастих i розривних порушень пiвнiчно-захiдного
простягання. Ядро ськладки ськладене породами нелюдимськой звитi
нижнього девону. Воно має овальну форму зi спiввiдношеннями осей
трохи бiльш нiж 2:1, (довжина ядерноï частини ськладки 4 км, ширина
800 м) . Падiння порiд у межах ядра пологе 10-15 градусiв. Крила
ськладенi породами силуру з пологим ( 8-20 градусiв) падiнням у напрямку
до ядра.
У пiвденнiй частинi району откартирована велика широка антиклiнальна
ськладка, уськладнена в центральнiй частинi грабенообразним ськиданням.
Ядро ськладки ськладене среднеордовмикськими вiдкладеннями, крила
— верхнеордовикськими, силурийськими й девонськими породами. Вiсь
ськладки витягнута в пiвнiчно-захiдному напрямку вiдповiдно до
протирання основних ськладчастих структур. Крила ськладки як захiднi,
так i схiднi уськладненi ськладками другого порядку, причому в схiдному
крилi явно простежується близмеридиональное напрямок пликативних
порушень. Про це свiдчить меридiональне простягання ядра
синклiнальноï ськладки, що уськладнює схiдне крило
розглянутоï антиклiналi. Захiдне ïï крило в крайнiй пiвденно-
захiднiй частинi має перекинуте залягання. Слiд зазначити також,
що центральна частина цiєï антиклiналi, обмежена розривними
порушеннями, являє собою пологу осложенную антиклiналь, вiсь
якоï приблизно збiгається з вiссю основноï антиклiналi.
Час прояву палеозойськоï ськладчастостi, судячи з тому, що на
сумiжнiй територiï пермськi вiдкладення не зiм'ятi в ськладки й
виявленi позднекаменноугольние iнтрузiï, що знаменують завершення
палеозойськоï ськладчастостi, пiсля C v до С.
Мезозойський (середнiй) структурний поверх.
Мезозойська ськладчастiсть виявлена на територiï у виглядi двох
лiнiйних синклiнальних ськладок, одна йз яких займає бiльшу площу,
простираючись у пiвнiчно-захiдному напрямку. Ця ськладка в районi
верхнього плину р. —i —i —i —i —i-i-
розгалужується на двi, з осями майже спiвпадаючими по простяганню
з долинами двох ïï найбiльш великих припливiв. Загальна
довжина пiвденноï галузi синклiналi становить близько 40 км,
довжина другий — близько 26 км. Максимальна ширина ськладки
— близько 7 км. Ядро ськладки ськладене породами бастахськой
звитi, крила илиньтасськой верхньоï кори. Замки обох галузей
ськладки вузькi й округлi, кути падiння крил 30-80 градусiв.
Велика синклiналь у пiвнiчнiй частинi карти на територiï району
заходить тiльки невеликий по площi пiвнiчною своєю частиною. Вона
витягнута в пiвнiчно-захiдному напрямку субпараллельно вищерозглянутiй
ськладцi й по своïй будовi аналогiчна ïй. Пiвнiчне крило
ськладки пiдiрване великим розламом.
Час прояву мезозойськоï ськладчастостi — пiсля вiдкладення
порiд бастахськой звитi (J) до впровадження гранiтiв нижньоï
крейди.
Мезозойський (верхнiй) структурний поверх.
Породи верхнього структурного поверху (крейдовi вiдкладення) залягають
на ськладчастiй палеозойськiй пiдставi порожнього ( 7-10 градусiв) i по
всiх ознаках є платформними вiдкладеннями.
Розривнi порушення.
Переважне орiєнтування розривних порушень збiгається з
напрямком ськладчастостi й мають пiвнiчно-захiдне простягання.
Цi розлами очевидно мають глибоке закладення — вони трасуються
дайками основних порiд i збiгаються iз зоною тектонiчних рухiв, що
неодноразово виявилися, як у палеозоï, так i мезозоï. Найбiльш
древнiми були субширотние порушення, вони мають домезозойськое
закладення, перекритi юрськими вiдкладеннями й змiщаються розламами пiвнiчно-
захiдного простягання. По субширотним порушеннях вiдбувалися вертикальнi
й горизонтальнi рухи в постдевонськое й доюрськое час.
Пiвнiчно-захiднi порушення найпоширенiшi в захiднiй частинi
територiï, де вони утворять протяжнi зони ськладаються iз двох
— трьох субпараллельно розламiв, що простираються. По них
вiдзначенi разнонаправленние перемiщення iнодi зi значними амплiтудами.
Зокрема, у захiднiй частинi карти по двох СЗ розламах вiдбулося
крупноамплитудний (1.5 км) ськидання. Кути падiння площини сместителя
вiд майже вертикальних до 35-45 градусiв. Час закладення СЗ розламiв
донижнемеловое, оськiльки гранiти До не перетинаються ними.
Пiвнiчно-захiднi порушення в окремих дiлянках змiщенi непротяжними
наймолодшими близмеридианальними ССВ розламами, по них виявленi
переважно сдвиговие деформацiï з амплiтудою не бiльше 200-300 м.
РОЗДIЛ 5. IСТОРIЯ ГЕОЛОГIЧНОГО РОЗВИТКУ
Розглянута територiя має досить ськладну iсторiю геологiчного
розвитку. Видiляються 3 великих, якiсно рiзних перiоди, що вiдповiдають
формуванню кожного iз трьох структурних поверхiв.
У середню епоху ордовикського перiоду територiя являла собою досить
глибокий морський басейн. У позднеордовикськое час басейн був менш
глибоким. Поява лiнз мелкогалечних конгломератiв свiдчить про перiоди
наближення береговоï лiнiï. Потiм у плинi раннесилурийського
часу тривала трансгресiя моря з нагромадженням потужноï товщi
глибоководних вiдкладень.
У позднесилурийськую епоху наступає регресiя моря, що
супроводжується спочатку вiдкладенням лагунових доломiтiв, а потiм
терригенних вiдкладень.
Девонський час характеризується переважно карбонатними
вiдкладеннями, однак наявнiсть пачок доломiтiв серед вапнякiв швидше за
все свiдчить про неглибокий басейн. Максимальна трансгресiя в
девонському перiодi, очевидно, вiдбулася в ейфельськое час.
Наступний розвиток геосинклiналi в кам'яновугiльному перiодi
характеризується подальшим зануренням дна басейну. Вiдсутнiсть
опадiв у позднекаменноугольную епоху свiдчить про досить короткочасне
рiзке здiймання територiï й замиканнi геосинклiналi. Наявнiсть
позднекаменноугольних гранитоидов на сумiжнiй територiï
вказує, що позднекаменноугольное час вiдповiдає орогенному
заключному етапу розвитку палеозойськоï геосинкилнали. У цей час
вiдбувається ськладкообразование, утворяться першi потужнi
розривнi порушення переважно пiвнiчно-захiдного й субширотного
простягання. Весь наступний час, судячи з вiдсутностi опадiв до
верхньоï юри, територiя здiймала.
У верхнеюрськое час вiдбувається активiзацiя тектонiчних рухiв
уздовж закладених у палеозоï структур пiвнiчно-захiдного
простягання — вiдбувається занурення територiï, що
супроводжується спочатку активiзацiï потужними пiдводними
вулканiчними виверженнями. Центр вивержень, видимо, перебував ближче до
пiвденноï частини областi розвитку вулканогенних вiдкладень,
оськiльки саме там переважають бiльше грузлi кислi лави.
Трансгресiя моря триває до кiнця юрського перiоду й
закiнчується впровадженням даек основних порiд.
У раннiй крейдi вiдбувається впровадження потужних гранiтних
батолiтiв, здiймання територiï, що супроводжується
ськладкообразованием юрських i товщ, що пiдстилають, потужними
розривними порушеннями, сбросово-сдвиговими деформацiями. Починаючи з
раннемелового часу розглянута область переходить у платформний етап
свого розвитку, що супроводжується вiдкладенням вугленосних
терригенних товщ.
