Рельєф та геологічну будову. Геологічна будова

СРСР. Геологічна будова

Найбільші елементи структури земної кори біля СРСР: Східно-Європейська і Сибірська платформи і поділяючі їх складчасті геосинклінальні пояси - Урало-Монгольский, який відокремлює Східно-Європейську платформу від Сибірської і що огинає останню з півдня; Середземноморський, що оздоблює Східно-Європейську платформу з Ю. та Ю.-З.; Тихоокеанський, що утворює околицю Азіатського материка; частина Арктичного, розташована в межах північного узбережжя Чукотського півострова. Усередині складчастих геосинклінальних поясів розрізняють: молоді, які ще не завершили геосинклінального розвитку області, що являють собою активні сучасні геосинкліналі (периферична частина поясу Тихоокеанського); області, що завершили геосинклінальний розвиток в кайнозої (південь СРСР, що відноситься до Альпійської геосинклінальної складчастої області), і більш давні області, що складають фундамент молодих платформ. Останні залежно від часу закінчення процесів геосинклінального розвитку, складчастості та метаморфізму осадових товщ поділяються на різновікові складчасті області: пізньопротерозойські (байкальські), середньопалеозойські (каледонські), пізньопалеозойські (герцинські, або варисційські) та мезозойські. Геосинклінальний тип будови земної кори виникає на ранніх стадіях розвитку. Надалі геосинклінальні області перетворюються на фундамент платформ, який потім на опущених ділянках перекривається чохлом платформних опадів (плити платформ). Т. о., у процесі розвитку земної кори геосинклінальна стадія змінюється платформною з типовою для платформ двоповерховою будовою. У ході становлення фундаменту платформ океанічна кора геосинклінальних поясів перетворюється на кору материкову з потужним гранітно-метаморфічним шаром. Відповідно до віку фундаменту визначається і вік платформ. Фундамент древніх (докембрійських) платформ сформувався переважно на початок рифею (пізнього протерозою). Серед молодих платформ розрізняють: епібайкальські (у будові фундаменту бере участь верхній протерозою, а в чохлі розвинені палеозойські, мезозойські та кайнозойські породи), епіпалеозойські (фундамент сформувався в палеозої, а чохол - у мезозої - кайнозоойи) ).

Деякі ділянки стародавніх платформ і геосинклінальних поясів, що перетворилися на молоді платформи, в ході подальшої еволюції виявилися охопленими повторними процесами орогенезу (епіплатформний орогенез), що багаторазово проявився в Сибіру (Становий хребет, Західне Забайкалля, Саяни, Алтай, Алтай пр.).

Структурні області суші безпосередньо продовжуються на дні шельфових морів, що обрамляють з С., Ст і частково С.-З. території СРСР.

Стародавні платформи.Східно-Європейська платформа включає 2 виступи фундаменту на поверхні – Балтійський щит та Український кристалічний масив – та велику Російську плиту, де фундамент занурений та перекритий осадовим чохлом. У будові фундаменту беруть участь архейські, нижньо- та середньопротерозойські товщі. Архейські породи утворюють численні масиви, у межах яких виділяються 2 різних за складом та віком комплексу порід. Стародавні породи (св. 3000 млн. років тому) складають на Кольському півострові нижні горизонти кільської серії (біотитові та амфіболові гнейси та амфіболіти), а на Придніпровській ділянці Українського масиву (між Запоріжжям та Кривим Рогом) аналогічні за складом породи . У Поділля та басейну Бугу найдавніші породи представлені піроксен-плагіоклазовими гранатовими гнейсами та чарнокітами. Молодший архейський комплекс (від 2600 до 3000 млн. років) складається з потужних серій біотитових, дволюдних, амфіболових гнейсів, амфіболітів, кристалічних сланців, кварцитів, мармурів. Цей комплекс типово виражений на берегах Білого м. (біломорська серія). Процеси метаморфізму, яким зазнавали початку протерозою породи біломорського комплексу, супроводжувалися утворенням гранітних масивів і мигматитов.

Архейські масиви розділені смугами нижньопротерозойських (від 1900 до 2600 млн. років) складчастих структур, складених гнейсами, кристалічними сланцями, кварцитами і діабазами, які піддавалися сильній складчастості та гранітизації в кінці раннього протерозою та місцевої (накладеної). 1750-1600 та 1500-1350 млн. років).

Середньопротерозойські породи на Балтійському щиті та Українському масиві залягають незгодно та представлені кварцитами, філітами, діабазами, доломітовими мармурами (ятулій Карелії, іотній Фінляндії, овруцька серія України). Для цих товщ характерні продукти метаморфізму каолінових кор вивітрювання, які могли сформуватися у спокійній тектонічній обстановці. Вони є відкладення найдавнішого середньопротерозойського чохла, після накопичення якого відбулося впровадження великих масивів порфіроподібних гранітів рапаківі (1670-1610 млн. років). Це наймолодші гранітні інтрузії у фундаменті платформи.

Глибина залягання фундаменту на Російській плиті змінюється від кількох сотень м(на підняттях) до кількох тис. м(У западинах). Найбільші підняття - Воронезька, Білоруська та Волго-Уральська антеклізи. Серед западин виділяються Московська, Балтійська, Прикаспійська синеклізи. Занурені частини платформи, що примикають до Уралу, Тиманського кряжу, Карпат, відповідають перикратонним опусканням (Притиманському, Камсько-Уфимському, Придністровському). Особливий тип структур - Авлакоген , нерідко утворюють цілі системи. Найбільша система авлакогенів - Середньоруська, що простягається від Валдая до Притимання. У північній, західній та центральних частинах Російської плити встановлені Оршансько-Крестцовський, Московський, Ладозький і Двінський авлакогени, на Ст Пачелмський, Кажимський, Верхнекамський та ін. Найбільший авлакоген Східно-Європейської платформи - Прип'ятсько-Дніпровсько-Дон. Авлакогени та перикратонні прогини - найдавніші западини Російської плити. Авлакогени заповнені рифейськими відкладеннями. Перикратонние прогини складені рифейськими та вендськими відкладами.

Східну частину Прип'ятсько-Дніпровсько-Донецького авлакогену закладено у рифеї, але як відокремлена структура він сформувався в девоні. Відкладення карбону та пермі у його східній частині (Донецький вугільний басейн) зім'яті у складки.

Породи, що заповнюють синеклізи, мають вік від венду до кайнозою і утворюють верхній поверх структур Російської плити. Найбільша сннекліза – Московська – відокремлює виступ фундаменту Балтійського щита на С. від Воронезької та Волго-Уральської антекліз на Ю. та Ю.-В. У її осьової частини розвинені тріасові та юрські породи, на крилах - пермські та кам'яновугільні. Фундамент у її центральній частині занурений на глибину 3-4 км.Горизонтальне залягання чохла на крилах ускладнене флексурами. Найглибша - Прикаспійська западина (на Ю.-В. платформи), потужність її осадового чохла перевищує 20 км,будова фундаменту та нижніх горизонтів чохла невідома; згідно з геофізичними даними, породи фундаменту в центрі западини відрізняються підвищеною щільністю, близькою до щільності базальту, а будова чохла ускладнена численними куполами пермської солі.

Вендські та кембрійські відклади розвинені в Московській та Балтійській синеклізах та в перикратонних прогинах (Придністров'я). Вони представлені глинами з пачками пісковиків, місцями туфів. Ордовікські та силурійські відкладення поширені на З. платформи (глинисті сланці з граптолітами та вапняки). До ордовика належать горючі сланці - кукерсити. Відкладення девону (глинисто-карбонатні, гіпсоносні та солоносні) розвинені на Російській плиті повсюдно; поблизу розломів у них відомі вулканічні туфи та діабази; на Ст платформи характерні бітумінозні вапняки та глини. Кам'яновугільні відкладення представлені переважно вапняками і доломітами. З нижнім карбоном пов'язана вугленосна оточення. У Донецькому басейні карбон утворює потужну (до 18 км) серію пісковиків, вапняків, глин, що чергуються із пластами кам'яного вугілля. Пермські та тріасові відкладення поширені в синеклізах (уламкові породи, доломіти, гіпси). З нижньопермськими відкладеннями пов'язані великі запаси кам'яної солі. Відкладення юри та нижньої крейди в центральних районах платформи представлені характерними темними глинами та глауконітовими пісками з фосфоритами. У розрізі широко поширених верхньокремових відкладів південних районів розвинені мергелі та писча крейда; на С. багато глинисто-кремнистих порід. Морські піщано-глинисті кайнозойські відкладення є у південній частині Російської плити.

Сибірська платформа має стародавній, переважно архейський фундамент, високометаморфізовані породи якого (гнейси, кристалічні сланці, мармури, кварцити) оголюються в межах двох виступів фундаменту (Анабарський масив та Алданський щит). Серед архейських порід виділяються нижньоархейські (ієнгрська серія та ін), що складають кілька великих масивів, і молодші - верхньоархейські, що обрамляють древні масиви (тимптонська, джелтулінська серії та ін); на Алданському щиті та Становому піднятті породи фундаменту прорвані докембрійськими, палеозойськими та мезозойськими інтрузіями гранітів та сієнітів. Нижньоархейські комплекси утворюють куполоподібні складчасті структури, верхньоархейські - великі системи лінійних складок північно-зап. простягання. Під осадовим чохлом у межах Середньосибірського плоскогір'я за даними аеромагнітної зйомки встановлюються занурені стародавні масиви (Тунгуський, Тюнгський), обрамлені складчастими системами верхнього архея.

В області розповсюдження чохла розміщуються кілька платформних прогинів та піднять. Північно-західна частина платформи зайнята палеозойською Тунгуською синеклізою. На Ст знаходиться мезозойська Вілюйська синекліза, що відкривається в глибокий Приверхоянський верхньоюрсько-крейдовий прогин, що відокремлює Сибірську платформу від Верхояно-Чукотської області мезозойської складчастості. Уздовж північного краю платформи простягаються мезозойські Хатанзька та Лено-Анабарська западини. Відносно піднятий блок між перерахованими прогинами утворює складна Анабарська антекліза з виходами на поверхню відкладів протерозою та кембрію. На Ю. платформи, вздовж верхньої течії нар. Олени простягається подовжений неглибокий Ангаро-Ленський прогин, заповнений кембрійськими (з товщею кам'яної солі), ордовикськими і силурійськими відкладеннями. Для південно-східного краю прогину характерна система гребенеподібних складок та розломів; на С. він відокремлений від Тунгуської западини Катанзьким підняттям. Поблизу південного кордону платформи простягається ряд западин з вугленосними юрськими відкладеннями: Канська та Іркутська - вздовж північних відрогів Східного Саяну; Чульманська, Токінська та ін. – на Ю. Алданського щита.

Чохол платформи включає відкладення верхнього протерозою, палеозою, мезозою та кайнозою. У складі верхньопротерозойських відкладень виділяються потужні товщі пісковиків та водоростевих вапняків. Кембрійські відкладення поширені, відсутні тільки щитах. Відкладення ордовика та силуру відомі у західній та центральній частинах. Девон і нижній карбон - морські карбонатно-теригенні товщі на С. і Ст, континентальні - на Пд. Вілюй у них присутні основні туфи та лави.

Континентальні вугленосні відкладення середнього та верхнього карбону, пермі, а також потужні туфогенні та лавові серії тріасу (сибірські трапи) заповнюють Тунгуську синеклізу. Численні інтрузії трапів розвинені її околицями, на схилах Анабарской антеклізи й у південних районах платформи, утворюючи лінійні зони вздовж розломів, що січуть фундамент і відкладення чохла. Крім верхньопалеозойських трапових інтрузій та відповідних за віком трубок вибуху з кімберлітами, відомі аналогічні девонські та юрські магматичні тіла. Юрсько-крейдова Вілюйська синекліза перекриває палеозойські авлакогени. Мезозойські відкладення представлені уламковими породами з прошарками бурого вугілля та вапняків (на С.).

Сибірська платформа, на відміну від Східно-Європейської, наприкінці протерозою та на початку палеозою була областю загального занурення та майже повсюдного накопичення морських, у значить. ступеня карбонатних відкладень. У другій половині палеозою, в мезозої і кайнозої вона була відносно піднята і на ній накопичувалися головним чином континентальні відкладення. Сибірська платформа відрізняється високим рівнем тектонічної активності. На ній багато розломів, що перетинають чохол, і флексур, широко виявлено основний та лужний магматизм.

Складчасті геосинклінальні пояси.Урало-Монгольський пояс на початок мезозою набув будови платформи, основу якої утворюють на різних ділянках різновікові складчасті системи: байкальські та салаїрські, каледонські, герцинські. Чохол на байкалідах та салаїридах утворений палеозойськими, мезозойськими та кайнозойськими відкладеннями (на герцинідах – лише мезозойськими та кайнозойськими). Палеозойські та докембрійські породи виходять на поверхню у виступах фундаменту (сучасні гірські області Уралу, Тянь-Шаню, Центрального та Східного Казахстану, Алтаю, Саян, Забайкалля, Таймиру та ін.). Осадовий чохол перекриває фундамент у межах плит – Тімано-Печорської, Західно-Сибірської, північної частини Туранської та Буреїнської.

Структури зони байкальської складчастості утворюють дугу, що оминає Сибірську платформу з С.-З. і Ю.-З., і виходять на поверхню на Північному Таймирі, в Єнісейському кряжі, Східному Саяні та Прибайкаллі. Під чохлом східні околиці Західно-Сибірської плити байкальські структури простягаються вздовж лівобережжя річки. Єнісей. До байкальської області належать також Буреїнський масив у басейнах Амура, Зеї та Бурей, частково прикритий осадовим чохлом, а також область, витягнута вздовж північно-східного краю Східноєвропейської платформи (Тиманський кряж, фундамент Печорської синеклізи). У будові областей байкальської складчастості головну роль грають сильні докембрійські, особливо верхнепротерозойські товщі, зім'яті в складні лінійні складки. Вони представлені різними типами осадових та осадово-вулканогенних геосинклінальних формацій. Верхньорифейські, місцями вендські, уламкові накопичення відносяться до моласів. Широко поширені великі масиви гранітоїдів пізнього рифею - венда, але зустрічаються також молодші лужні інтрузій (девон, юра - крейда).

До байкалідів Східного Саяна примикають із З. і Ст структури ранньокаледонської, або салаїрської складчастості, у будові яких найбільшу роль відіграють потужні морські та вулканічні геосинклінальні товщі верхнього протерозою, нижнього та середнього кембрію, що утворюють лінійні складки. Моласовий комплекс салаїрид починається з верхнього кембрію, який представлений червонобарвними уламковими накопиченнями. Значна роль салаїрської складчастості та інтрузивного гранптоїдного магматизму в областях, що раніше відносилися до байкальських (Байкало-Вітімське нагір'я та ін.). Області каледонської складчастості охоплюють частину Алтаю та Туви, а також Північний Тянь-Шань та Центральний Казахстан. У будові каледонід широко розвинені кембрійські та ордовикські осадові та осадово-вулканогенні породи, зім'яті в лінійні складки. У ядрах антикліноріїв, на масивах оголений докембрій. Силур і молодші відкладення зазвичай представлені моласою і наземними вулканітами. Місцями (півн. Тянь-Шань) каледонські структури проплавлені величезними масивами нижньопалеозойських (ордовик) гранітоїдів.

Для областей байкальської, салаїрської та каледонської складчастостей характерні великі міжгірські западини (Минусинська, Рибінська, Тувінська, Джезказганська, Тенізька), виконані морськими та континентальними, часто моласовими утвореннями девону, карбону та пермі. Впадини є накладеними структурами, але деякі (Тувінська) наслідують найбільші глибинні розломи.

До герцинських складчастих областей належить Урал з Предуральським крайовим прогином, Гіссаро-Алай і частина Тянь-Шаню (хребти Туркестанський, Зеравшанський, Алайський, Гіссарський, Кокшалтау), Прибалхаська частина Центрального Казахстану, область озера Зайя між краєм Сибірської платформи та Буреїнським масивом (Монголо-Охотська складчаста система). Герцинські складчасті структури утворені в основному морськими геосинклінальними осадовими та вулканогенними формаціями нижнього палеозою, девону та нижнього карбону, зібраними в лінійні складки та складові часто великі тектонічні покриви. Докембрійські метаморфічні породи у межах виходять поверхню в ядрах антиклиноріїв. В окремих міжгірських западинах вони перекриті континентальними моласами верхів карбону та пермі. Осадові та вулканогенні породи в герцинських областях прорвані великими гранітними масивами (верх. карбон – перм). Пізньопалеозойські (герцинські) інтрузії розвинені також у областях ранніх епох складчастості.

У межах великої площі плит Урало-Монгольського пояса фундамент складений такими ж складчастими системами, як і в гірських областях, але вони перекриті чохлом. У складі фундаменту виділяються окремі пізньопротерозойські (байкальські) масиви, які облямовані молодішими каледонськими та герцинськими системами структур. Головну роль у будові чохла плит відіграють породи юри, крейди, палеогену, неогену та антропогену, представлені морськими та континентальними осадовими породами. Континентальні, вулканогенні та вугленосні відкладення тріасу - низів юри виконують окремі грабени (Челябінський та ін.). Повний розріз чохла на Західно-Сибірській плиті представлений внизу континентальними вугленосними відкладеннями (нижня та середня юра), морськими глинисто-піщаниковими товщами верхньої юри - нижньої частини крейди, континентальними товщами нижньої крейди; морськими глинисто-кремнистими товщами верхньої крейди - еоцену, морськими глинами олігоцену. Неогенові та антропогенові відкладення зазвичай континентальні. Мезозойсько-кайнозойський чохол залягає майже горизонтально, утворюючи окремі склепіння та прогини; місцями відзначаються флексури та розлами (див. Західно-Сибірський нафтогазоносний басейн).

У межах Урало-Монгольського пояса проявилися неогенові процеси епіплатформного орогенезу, завдяки яким фундамент часто вигнутий і розколотий на окремі блоки, підняті на різну висоту. Найбільш інтенсивно ці процеси відбувалися в Гіссаро-Алаї, Тянь-Шані, Алтаї, Саянах, Прибайкаллі та Забайкаллі.

Середземноморський пояс розташований на Ю.-З. та Ю. від Східно-Європейської платформи. Уздовж Гіссаро-Мангишлакського глибинного розлому його структури стикаються зі структурами Урало-Монгольського пояса. Середземноморський пояс біля СРСР включає зовнішню і внутрішню зони. Зовнішня зона (Скіфська плита, південна частина Туранської плити, Таджицька депресія та Північний Памір) є молодою платформою. У її межах мезозою і кайнозою утворюють порожнистий платформний чохол, що залягає, на складчастій, метаморфізованій і прорваній інтрузіями палеозойській і докембрійській підставі. Таджицька депресія та Північний Памір у неогені – антропогені були охоплені орогенезом, внаслідок чого мезозойські та кайнозойські відкладення платформного чохла тут зім'яті у складки.

Скіфська плита, що включає рівнинні території Криму та Передкавказзя, має фундамент, у складі якого виділяються блоки верхньопротерозойських порід (уламки байкальських структур), спаяні воєдино складчастим геосинклінальним палеозоєм. На байкальських масивах є чохол порожнистого палеозойських відкладень, що пролягають пізно-палеозойськими інтрузіями. Платформенний чохол повсюдно включає відкладення від крейдових до антропогенових. Нижні горизонти чохла (тріас – юра) розвинені не повсюдно – часто залягають у грабенах. Подекуди вони дислоковані, прорвані інтрузіями (Каневсько-Березанські складки Північного Кавказу, Тарханкутські складки Криму). У будові чохла розвинені глинисто-піщані товщі (нижня крейда, палеоген) та мергельно-крейдові товщі (верхня крейда). Вони складають ряд западин і виступів, на яких найбільші - Ставропольське склепіння, Сімферопольський виступ, Кумська та Азовська западини. Глибина залягання підошви чохла на підняттях 500 м,у прогинах до 3000-4000 м.

Південна частина Туранської плити має фундамент, що складається з ряду докембрійських масивів (Центральнокаракумський, Кара-Богазький, Північно-Афганський та ін.), перекритих чохлом порід (кам'яновугільного, пермського та тріасового віків), який прорваний пізньопалеозойськими інтрузіями. Масиви розділені палеозойськими складчастими системами (Туаркир, Мангишлак, Нуратау). Великі грабеноподібні западини фундаменту заповнені дислокованими морськими теригенними та вулканогенними тріасовими відкладеннями (Мангишлак, Туаркир, Карабіль). Чохол плити загалом утворений серією відкладень від юри до антропогену. Найбільш потужний чохол розвинений на Ю.-В., в Мургабській та Амудар'їнській западинах. Центральна частина плити зайнята великим підняттям - Каракумським склепінням; на захід розташовані підняті зони - Туаркирська мегантикліналь і Кара-Богазьке склепіння. Уздовж північного кордону, від Каспійського до Аральського моря, простягається Мангишлакська система піднятий. Складчасті структури, що спостерігаються в чохлі, зумовлені розломами у фундаменті.

Внутрішня зона Середземноморського поясу (Карпати, Гірський Крим, Кавказ, Копетдаг, Середній та Південний Памір) відрізняється тим, що мезозойські та кайнозойські відкладення у ній представлені геосинклінальним типом формацій. Відокремлення зовнішньої та внутрішньої зон почалося з пізнього тріасу – Юри.

Українські Карпати становлять частину Карпато-Балканської дуги. На території СРСР вона утворена в основному крейдовими та палеогеновими флішевими серіями. Підлеглу роль грають виступи основи геосинклінальних комплексів (нижній мезозою, палеозою та докембрій). Для Карпат характерна складна складчаста структура із численними насувами. Від Східноєвропейської платформи Східні Карпати відокремлені глибоким предкарпатським крайовим прогином, на який вони насунуті.

Гірський Крим є відокремленою антиклінальною спорудою, південне крило якої занурене під рівень Чорного моря. У ядрі Кримського антиклінального підняття оголені піщано-глинисті, карбонатні та вулканогенні відкладення геосинклінального типу (верхній тріас, юра, частково нижня крейда). Північне крило утворене порожнистими породами крейди - палеогену платформенного типу. Головні прояви інтрузивного та ефузивного магматизму відносяться до середньої юре (діорити, гранодіорити, габро, спілити, кератофіри та ін.).

Складна складчаста структура мегантиклінорія Великого Кавказу утворена різними за складом геосинклінальними комплексами палеозою, мезозою та палеогену, порушеними численними розломами та прорваними різновіковими інтрузіями. У ядрах найбільш піднятих структур оголюються метаморфічні породи верхнього докембрію. Докембрійські та палеозойські породи складають доальпійську основу, мезозою та палеоген – альпійський геосинклінальний комплекс; потужності його досягають максимальних значень вздовж південного схилу Великого Кавказу. Будова мегантиклінорія асиметрична. Піщано-глинисті та карбонатні породи юри, крейди, палеогену на його північному крилі залягають переважно порожнистого, моноклінально, на південному крилі вони лежать круто, зім'яті в складки, ускладнені насувами. Верхньоюрсько-палеогенові відкладення на З. і Ст південного крила представлені флішевими серіями. На південь від Великого Кавказу розташовуються Індоло-Кубанський і Терсько-Каспійський крайові прогини неогенового віку, а на південь - Ріоно-Куринська зона міжгірських западин, що розділяє мегантиклінорії Великого та Малого Кавказу. У геологічному будові Малого Кавказу головна роль належить осадово-вулканогенним утворенням юрського, крейдяного та палеогенового віку (у т. ч. офіолітових комплексів). Структура Малого Кавказу – блокова. Великі ділянки перекриті потужними порожнистими товщами лав неогенового та антропогенового віків.

Копетдаг є порівняно просто побудованою складчастою спорудою, утвореною на поверхні карбонатно-глинистими комплексами крейдового та палеогенового віку зі складками, перекинутими до С. у бік Передкопетдазького прогину, що відокремлює Копетдаг від Туранської плити. До С.-З. від Копетдага на продовженні Копетдазького крайового глибинного розлому розташована мегантикліналь Великого Балхана з виходами в ядрі юрського геосинклінального комплексу порід. Крила мегантикліналі утворені крейдяними та палеогеновими відкладами платформного типу. У межах Центрального Паміру розвинені зібрані у складні складки, ускладнені насувами, осадові геосинклінальні комплекси палеозойського та мезозойського віку, а на Південному Памірі – метаморфічні породи докембрію та великі масиви гранітів різного віку.

Тихоокеанський пояс охоплює територію до В. від Сибірської платформи та Буреїнського масиву. Його східним кордоном служить система Курило-Камчатського та Алеутського глибоководних жолобів. Загальна орієнтування пояса близька до меридіональної. Тихоокеанський пояс включає мезозойські складчасті області (Верхояно-Чукотську та Сихоте-Алінську) та структури сучасної геосинклінальної області – геоантиклінальні підняття (Камчатка, Сахалін, Курильські острови), а також западини окраїнних морів (Японського, Охотського та Берінгова).

Верхояно-Чукотська складчаста область займає С.-В. СРСР. У її межах найбільш широко (на поверхні) розвинені пермські, тріасові та юрські відкладення, що утворюють кілька антиклінальних та синклінальних зон. Геосинклінальний комплекс (порівняний карбон - верхнього юра) утворений потужною серією морських глинисто-пісковикових відкладів, серед яких вулканічні породи займають підлегле місце. Найбільшими покладе. структурами області є Верхоянський мегантиклінорій, антиклінорій Сетте-Дабана, Анюйський, Чукотський, Тас-Хаяхтахський, Момський, Полоусненський та ін. У будові трьох останніх важлива роль належить комплексу основи мезозоїд. Найважливіша негативна структура – ​​Яно-Індигірська (Яно-Колимська) синклінорна зона, складена на поверхні тріасово-юрськими відкладеннями. Моласовий орогенний комплекс (верхня юра - низи крейди), значною мірою вугленосний, заповнює Приверхоянський крайовий прогин, а також кілька великих внутрішніх успадкованих прогинів та міжгірських западин (Ольджойська, Момсько-Зирянівська). Важлива роль у структурі області належить виступам основи, місцями перекритим чохлом палеозойських та мезозойських відкладень (Колимський, Охотський, Омолонський, Чукотський та інші масиви). Пізньоюрсько - ранньокрейдові і пізньомелові - палеогенові гранітоїди утворюють вздовж зон глибинних розломів батоліти. Верхньокрейдовий - кайнозойський (післясеосинклінальний) комплекс розвинений обмежено; складний головним чином континентальними вугленосними та вулканічними серіями. У пониззі рр. Яни, Індигірки, Колими кайнозойські породи перекривають плащем геосинклінальні та орогенні структури, складаючи платформний чохол, що вистилає шельфи морів Лаптєвих та Східно-Сибірського.

Сихоте-Алінська складчаста область відрізняється від Верхояно-Чукотської широким поширенням вулканогенно-кремнистих товщ середнього та верхнього палеозою та мезозою, а також пізнішим завершенням геосинклінального осадконакопичення (2-а половина пізньої крейди). Наприкінці крейди і в кайнозої Сіхоте-Алінська область зазнала орогенезу з накопиченням уламкових та вулканічних порід.

Мезозойські структури відокремлені від розташованої до В. сучасної геосинклінальної області системою глибинних розломів, якими контролювалися вулканічні виливи та впровадження інтрузій протягом пізньої крейди та кайнозою. Положення розломів відповідають Охотсько-Чукотському та Східно-Сихоте-Алінському окраїнні вулканічні пояси - зони розвитку крейдяних та палеогенових ефузівів.

Сучасна геосинклінальна область включає Корякське нагір'я, півострів Камчатку, Курильські та Командорські острови, о. Сахалін і дно прилеглих морів - Берінгова, Охотського, Японського. Східним кордоном області служить глибоководний Курило-Камчатський жолоб, що відокремлює сучасну геосинклінальну область від западини Тихого океану.

Гряди островів розглядаються як покладено. геосинклінальних структур (геоантикліналей), глибоководні улоговини (Беринговоморська, Південнокурильська) та глибоководні жолоби (Курило-Камчатський, Алеутський) є негативними структурами (геосинклінальними прогинами), у розрізі земної кори яких відсутній «гранітний» шар. Частина дна Охотського і Японського морів є занурені жорсткі серединні масиви серед лінійно-витягнутих геосинклінальних прогинів і геоантиклінальних піднять. Більшість сучасної геосинкліналі Далекого Сходу є областю осадонакопичення і характеризується активною сейсмічності та інтенсивним вулканізмом (вулкани Камчатки та Курильських островів). Головну роль у геологічній будові відіграють потужні осадові та вулканогенно-осадові комплекси крейдяного, палеогенового та неогенового віку, а також антропогенові відкладення, зібрані у системи складчастих структур. Стародавні породи мають тріасово - юрський вік. На Камчатці розвинені метаморфічні комплекси палеозою та мезозою. На Курильських островах найбільш давніми є верхньокремові вулканити, піщано-глинисті відкладення. Див. картки.

Приказанський район розташований на сході Російської платформи. Докембрійський кристалічний фундамент, розкритий свердловинами на глибинах близько 1800 м, перекритий потужною товщею осадових порід палеозойської групи. У її складі відкладення девонської, кам'яновугільної, пермської систем. На денну поверхню виходять лише породи верхньої пермі, неогену та четвертинної системи, що складають сучасний рельєф району.

У складі верхньої пермі виділяються відкладення казанського та татарського ярусів, що лежать на розмитій, сильно закарстованій поверхні гіпсів та ангідритів нижньої пермі. Загальна потужність відкладів верхньої пермі близько 250 м. Вони розкриваються в численних оголеннях в долинах Волги та її приток, у балках та ярах, а також пройдені великою кількістю свердловин.

Утворення казанського ярусу представлені двома під'ярусами - нижнім і верхнім, що різко відрізняються один від одного літологічно і фауністично. У додаванні нижньоказанського под'ярусу беруть участь пісковики, піщані вапняки, глини та мергелі загальною потужністю 30 – 35 м. (Науковий путівник по Казані та околиці, 1990)

Казанський ярус представлений заході переважно морськими утвореннями і характеризується різноманітної фауною форамініфер, брахиопод, пелеципод, гастропод, мшанок, коралів, наутилоідей, конодонтів. У східному напрямку спостерігається збіднення морської фауни та поступове заміщення її солонуватоводної та континентальної. Зі сходу на захід потужність ярусу скорочується від 190-200 м до 15-20 м.

Верхньоказанський під'ярус поширений широко. У його складі виділяються чотири товщі (шари): наказівська, печищинська, верхньоуслонська та морквашинська. Будова верхньоказанського під'ярусу характеризується значною фаціальною мінливістю та чітко вираженою ритмічністю. На заході розвинені типи розрізів, повністю представлені морськими утвореннями з відповідним комплексом фауністичних залишків. На сході розрізи под'ярусу складаються з утворень континентальних фацій із прісноводною раковинною фауною, кістками наземних хребетних, багатими на рослинні комплекси. p align="justify"> Між двома крайніми типами розрізів існує досить широка (50-100 км) перехідна зона, в межах якої морські шари чергуються з континентальними червонокольоровими відкладеннями.

Уржумські відкладення широко поширені біля РТ, складаючи багато водороздільні і приводораздельные простору. У її західній частині вони розвинені майже повсюдно. Нижня межа ярусу тут проводиться чітко по зміні в розрізі сірчаних карбонатно-глинистих порід із залишками морської фауни казанського віку. У східній частині – уржумські відкладення складають вершини вододілів, нижня межа ярусу проводиться по підошві алювіальних пісковиків та конгломератів, що залягають з розмивом на озерних глинисто-алевролітових породах, що містять характерний для верхньоказанського под'ярусу комплекс пелеципод. На інших територіях уржумські відкладення розкриті свердловинами під верхньопермськими, крейдяними, юрськими, неогеновими і четвертинними утвореннями, що їх перекривають.

Відкладення верхнього (татарського) відділу (P 3) представлені північнодвінським та вятським ярусами. У найбільш повних розрізах їхня потужність досягає 150-200 м.

Відкладення північнодвинського ярусу порівняно широко поширені в західній частині РТ, де вони складають вододіли річок Волга та Свіяга, Малий Черемшан та Велика Сульча та їх приток. Вони також виступають на поверхню у урвищах правого схилу долини Волги та у долинах її правобережних приток. У східній частині території республіки серодвінські відкладення складають вододіли річок Шешма та Зай, Зай та Ік, Димка та Великий Кандиз. Нижня межа ярусу проводиться чітко за зміною блідо-забарвлених карбонатно-глинистих порід з пелециподами та відстракодами уржумського століття яскраво-забарвленими піщано-алевролітово-глинистими породами північнодвінського століття, що містять пізньопермський фауністичний комплекс.

Неогенові відкладення (N) у межах території РТ представлені утвореннями алювіального, рідше – алювіально-озерного та озерно-болотного походження, що формувалися у пізньому неогені (пліоцені).

Утворення четвертинного періоду (Q) повсюдно поширені біля РТ, відсутній лише з уривчастих схилах річкових долин. Четвертичні утворення покривають пермські, мезозойські, неогенові відкладення і характеризуються значною різноманітністю, складністю будови, великою строкатістю фаціального та літологічного складу, мінливістю потужностей. Формування четвертинних утворень визначалося будовою рельєфу, складом порід, що підстилають, характером нових тектонічних рухів, а також кліматичними особливостями.

Сучасні (голоценові, Q IV) алювіальні відкладення складають заплавні тераси та русла більшості річок РТ. Заплавні відкладення представлені, головним чином, кварцовими пісками, косослоістими з прошарками супісків, суглинків, в нижніх горизонтах з'являються прошарки грубіших пісків і галечників з галькою місцевих порід. Загальна потужність голоценового (сучасного) алювію становить 25-30 м. Озерно-алювіальні відкладення голоцену представлені пісками, суглинками, глинами, сусіями сірими мулистими із залишками органічних речовин. Потужність даних відкладень від 1-2 до 10-12 м. Сучасні біогенні (болотні) відкладення представлені торфом, глинами, суглинками потужністю до 1-2 м. , у місцях видобутку корисних копалин, лініями залізниць і шосейних доріг. (Геологічні пам'ятки природи РТ, 2007)

Шари корінних порід загалом залягають спокійно, утворюючи 4 брахіантиклінальні складки амплітудою близько 40-60 м, що відносяться до південного краю Вятського валу (Верхнеуслонская, Камскоустьинська, Казанська і Кіндерська).

Верхні тераси відокремлені від нижньої добре вираженим уступом заввишки 29-50 м. вони мають складну геологічну та геоморфологічну будову. Безпосередньо біля уступу розташована середньоплейстоценова тераса, абсолютна висота якої коливається від 80 до 140 м (30-90 м над рівнем водосховища)

Алювій, що становить високу середньоплейстоценову терасу, має двочленну будову. Нижня почет (35-40 м) представлена ​​«нормальним» (гумідним) алювієм з виразним поділом на руслові та заплавні фації. Верхня почет - це перигляціальний алювій, представлений в основному пісками. Можна вважати, що аномально високі ділянки цієї тераси (120-140м) частково утворені навіяними пісками. Ранньоплейстоценова тераса є цокольною – її становить «нормальний» алювій, підошва якого лежить на 10 – 30 м вище межі старої Волги.

Найдавнішим елементом долини усієї Волги є глибокий (до мінус 100-200 м) ерозійний вріз, виконаний алювіальними та озерними відкладами акчагильського ярусу верхнього пліоцену. Ці відкладення так само виходять за межі врізу і складають місцями пізньопліоценову акумулятивну рівнину, сильно перероблену ерозією в четвертинному періоді. Місцями вони підстилають алювій середньоплейстоценової тераси або утворюють цоколь ранньоплейстоценової алювію. Менш чітко під алювієм голоцену, пізнього та середнього плейстоцену простежується алювій менш глибокого (до мінус 10-20 м) ерозійного врізу, названий Г.І.Горецьким веденським. Він має ранньоплейстоценовий вік і молодший за алювію ранньоплейстоценової цокольної тераси.

Широке поширення карбонатних та сульфатних порід нижньої пермі та казанського ярусу зумовило інтенсивний розвиток карстових просесів. У Приказанському районі карст розвинений повсюдно, але інтенсивність його розвитку неоднакова і контролюється рельєфом, тектонікою, складом гірських порід.

Карстові явища приурочені насамперед до річкових долин, бо водороздільні простори складені некарстуються породами татарського ярусу. Товща казанського ярусу, що карстується, найбільш високо піднята в склепіннях брахіантикліналей, що створює сприятливі умови для карстування.

В основному карст пов'язаний з вертикальною та горизонтальною циркуляцією підземних вод у товщі верхньоказанського під'ярусу, що лежить вище за рівень річок, тобто. з процесами у зоні активного карсту. Це безнапірні низхідного типу гідрокарбонатно-кальцієві води.

Історичний та адміністративний центр Казані розташований на лівобережжі Казанки. Це насамперед Кремль, побудований на мисоподібному виступі високої середньоплейстоценової тераси. Уступ високих терас ділить місто на дві частини – верхню та нижню. Подібний поділ більш виразно проглядається у старій лівобережній частині міста.

Середньопермські (біармійські) відкладення (P2) займають під четвертинними утвореннями понад 2/3 території РТ. Відкладення складають поверхню дочетвертичного рельєфу, на південному заході перекриті породами мезозою, а в долинах великих річок – неогеновими утвореннями. Відсутні лише на окремих ділянках палеорік. Середній відділ включає відкладення казанського та уржумського ярусів. Їхня загальна потужність досягає 300 м. (Науковий путівник по Казані та околиці, 1990)

Кабірова Каміла

Чугунова Валерія

Рельєф

Наказаний район розташований на сході Російської платформи. (Науковий путівник по Казані та околиці, 1990) Казань - найстаріше місто в Середньому Поволжі - розташована на лівому березі Волги в пониззі її невеликого, довжиною 112 км припливу Казанки. На цій ділянці Волга, перетинаючи південну частину Вятського валу, врізана у вапняки та доломіти казанського ярусу верхньої пермі. Огинаючи Верхньоуслонську брахіантикліналь, Волга круто змінює східний напрямок течії на південний. Ширина її давньої долини зменшується до 10 км, але різко виражена асиметрія схилу зберігається. Крутий та високий правий схил складений корінними породами, лівий утворений серією четвертинних алювіальних терас, на якому лежить місто.

Після спорудження Куйбишевського гідровузла в 1957 р. утворилося водосховище, що затопило у Казані заплаву і частково першу надзаплавну терас. Низов'я Казанки перетворилися на затоку. Волга впритул підійшла до стін Кремля. Незатоплені водосховищем невеликі ділянки першої надзаплавної тераси та високої заплави захищені дамбою. Ширина водосховища у Казані коливається від 3 до 7 км.

Основна частина міста розташована на двох терасових рівнях, розділених добре вираженим уступом заввишки 20-25 м, що ділить місто на верхню та нижню частини. Цей поділ має як геоморфологічне значення, а й соціально-економічне. Верхня частина міста в усіх відношеннях більш упорядкована та екологічно чиста. Нижню частину населяв простий трудовий народ.

Нижня частина міста розташована на другій надзаплавній пізньоплейстоценовій терасі, яку в більш ранніх роботах називали першою. Її поверхня лежить на висоті 15-18 м над меженим рівнем старої Волги та 4-7 м над рівнем водосховища. У тиловій частині тераси простежувалися заболочені зниження, більшість яких засипана.

У південній частині міста поблизу підніжжя уступу високих терас розташована система пов'язаних між собою озер Кабан: Нижній (або Близький), Середній (або Далекий) та Верхній. Їх площі становлять відповідно 0,6; 1,2; 0,25 км2. Це пізньоплейстоценові стариці Волги, сильно ускладнені карстом. Найглибшим є Середній Кабан – близько 25м.

Верхня частина міста розташована на високих середньо- та ранньо-плейстоценових терасах, морфологічно майже не помітних. Їхні абсолютні висоти коливаються в межах 80-120 м, відносні під межею Волги - 40-80м, над рівнем водосховища - 30-70м.

Перед наповненням куйбишевського водосховища у заплаві Волги, що примикає до міста із заходу, були намиті великі ділянки, поверхня яких злилася з поверхнею другої надзаплавної тераси. На цих ділянках було розміщено портові споруди, стадіон та інші будівлі. Для захисту їх від затоплення було збудовано греблі обвалування.

Простирання уступу, що розділяє верхні та нижні тераси, багато в чому визначило напрямок вулиць та загальне планування історичної частини міста. Уздовж уступу на нижній терасі простягаються вулиці Свердлова, Павлюхіна, Оренбурзький тракт.

Уступ і поверхня верхніх терас прорізані глибокими балками та молодими ярами, довшими (до 3 км) на схилах до Волги та більш короткими (до 1 км) на схилах до Казанки та її правого притоку Ноксе. Утворення переважної частини ярів зобов'язане діяльності людини – зведенню лісів, розорювання земель, видобутку гончарних і цегляних суглинків, прокладці доріг і вулиць, що спускаються по уступу. В останні роки після будівництва та впорядкування зливової каналізації зростання ярів припинилося. Багато коротких ярів у центральній частині міста засипані. (Середня Вога, 1991)

Яри ​​також розвиваються більш інтенсивно на правобережжі, де їхня густота в середньому становить 0,5 – 1,0 км/км 2 . На лівобережжі яри розчленовують уступ високих терас і схили долин малих річок, їхня середня густота вбирається у 0,1 км/км 2 . Розвиток яружної ерозії обумовлено діяльністю людини – вирубуванням лісів, оранням земель – що розпочалася ще за часів Булгарської держави, але особливо інтенсивно протікала в XIX столітті. У лісових масивах яри іноді з'являються лише на схилах уздовж доріг після злив виняткової сили. Найбільш густа ярова мережа розвивається в суглинках, менш густа – у глиномергельній товщі татарського ярусу. Такі ж відмінності у швидкості зростання ярів. Поряд з первинними ярами широке поширення мають вторинні, врізані в днища плейстоценових балок. Таких ярів особливо багато правому схилі долини Волги. Їх освіті сприяло інтенсивне підмив Волгою правого схилу, завдяки якому багато балок ставали «висячими». Стаціонарні спостереження у різних районах Середнього Поволжя показують, що 2/3 приросту ярів у довжину відбувається з допомогою стоку талих вод. (Науковий путівник, 1990)

На правобережжі Казанки, притерасне зниження низької надзаплавної тераси було зайняте торф'яним болотом (Кизичне болото). Нині тут на насипаних ґрунтах ведеться інтенсивна житлова забудова.

Гільманова Айгуль

Клімат

республіка Татарстан

Територія Республіки Татарстан характеризується помірно-континентальним типом клімату середніх широт із теплим літом та помірно холодною зимою.

На формування клімату істотно впливає переважання західного перенесення повітря в тропосфері в нижній стратосфері. Повітряні маси, що рухаються з Атлантичного океану, пом'якшують та зволожують місцевий клімат, незважаючи на значне віддалення від океану. Разом з тим, сюди надходять повітряні маси та з інших, у тому числі різко континентальних районів, таких як Сибір, Казахстан. (Науковий путівник по Казані та околиці, 1990).

Казань

Завдяки досить частим входженням повітряних мас із заходу, у Казані спостерігається досить висока відносна вологість: у холодне півріччя (листопад-березень) близько 80-85%, у тепле (квітень-жовтень) близько 60-80%, середньорічна 76%. Річна сума опадів близько 500 мм, у теплий період випадає близько 340 мм, холодний близько 160 мм. У річному ході максимальна кількість опадів посідає літні місяці. Найменш зрошуваними по атмосферних опадів, що випадають, є лютий і березень. Панівні вітри: південний, західний, південно-східний та південно-західний. У літній період збільшується повторюваність північних та північно-західних вітрів.

Незважаючи на велике віддалення від океанів та морів, клімат Казані характеризується високою повторюваністю значної та суцільної хмарності. З вересня по травень включно повторюваність похмурого стану піднебіння становить понад 50%, а в осінньо-зимові місяці – понад 70%. Восени та взимку частіше спостерігаються хмарні системи, що тягнуться на сотні та тисячі. Це високошарові, шарувато-дощові та шаруваті хмари, що закривають зазвичай весь небозвід. Влітку, навпаки, велику повторюваність мають високо-купчасті, купчасті, купово-дощові та шарувато-купчасті хмари.

Скупчення продуктів конденсації та сублімації водяної пари у приземному шарі атмосфери погіршують видимість. Залежно від ступеня помутніння виникають туман чи серпанок. У холодну пору року при рясному випаданні снігу у поєднанні з сильним вітром на всій території Республіки, зокрема в місті Казань та її околицях спостерігаються хуртовини, які відносяться до небезпечних явищ. Також сюди відносяться сильні зливи, град, грози.

Основні риси клімату Казані та її околиць за кліматичними показниками такі: річна величина сумарної радіації близько 3500 мДж/м 2 , максимум у червні близько 610 мДж/м 2 , мінімум у грудні близько 30 мДж/м 2 , середньорічна температура близько +3, 7◦С, найтепліший місяць – липень із середньомісячною температурою повітря близько +20◦С, найхолодніший місяць – січень із середньомісячною температурою близько -13◦С.

Абсолютний максимум температури повітря в липні досягав 38 ° С, в січні -4 ° С, навпаки, абсолютний мінімум опускався в січні до -47 ° С, у липні до -3 ° С. За абсолютним мінімумом температури повітря в Казані лише два місяці бувають без негативних температур – липень і серпень, а за абсолютним мінімумом температури на поверхні ґрунту всього один – липень. Таким чином, коливання температури повітря і поверхні ґрунту в Казані та його околицях дуже великі.

Річний перебіг температурних параметрів простий, сонячнообумовлений. Максимум радіаційного балансу та турбулентного теплообміну падає на червень, максимум температури повітря на липень (20-25 липня). У середньому близько 13 днів цього місяця мають середню добову температуру в межах 20-25◦С, близько 12 днів із середньодобовою температурою 15-20◦С. Спекотних днів із середньою добовою температурою 25-30◦С близько чотирьох.

Взимку в січні в середньому буває близько 14 днів із середньодобовою температурою в межах від -5 до -15◦С. Днів із середньою добовою температурою від -15 до -20°С шість, від -20 до -30°С – п'ять-шість. Міцні морози із середньою добовою температурою нижче -30◦С бувають не щорічно.

Кліматична характеристика сезонів.

Календарні сезони – весна, літо, осінь, зима за тривалістю та датами початку та кінця не збігаються з кліматичними та фенологічними сезонами.

За початок весни умовно прийнято дату стійкого переходу середньодобової температури повітря через 0ºС та дату руйнування стійкого снігового покриву. Для району Казані це відповідно 31 березня – 3квітня та 9-11 квітня. За кінець весни прийнято дату переходу середньої добової температури повітря через 15 ºС, що спостерігається 26-30 травня.

Весна характеризується швидким наростанням температури, зумовленим збільшенням притоку сонячної радіації та зменшенням хмарності. Навесні змінюються умови атмосферної циркуляції: західне перенесення з Атлантичного океану, особливо інтенсивне взимку, навесні слабшає, посилюється меридіональна циркуляція, з якою пов'язані вторгнення теплих повітряних мас з півдня та вторгнення холодних повітряних мас з Арктики. Різкі зниження температури, що супроводжуються випаданням опадів, відбуваються при швидкому переміщенні арктичних мас повітря на південь у тилу циклонів.

У березні, в останньому зимовому місяці середньомісячна температура повітря в Казані дорівнює 4,7-5,8 ºС, у квітні 4,2-5,1 ºС, середня травнева температура становить 12,6-13,3 ºС.

Ранньої весни характерні ще пізні заморозки. Збільшується кількість атмосферних опадів. Опади випадають переважно у вигляді дощу, лише у першій половині квітня спостерігаються снігопади. У квітні та травні помітно зростає кількість годин сонячного сяйва за рахунок збільшення довжини дня та зменшення хмарності. Переважають дні із мінливою хмарністю. Змінюється вітровий режим у зв'язку із сезонною перебудовою поля тиску повітря.

Наприкінці травня – на початку червня в районі Казані встановлюється тепла, нерідко спекотна погода. Закінчення весни - початок літа, що умовно приймається за дату переходу середньої добової температури повітря через 15 ºС, за кінець літа - перехід середньої добової температури через 10 ºС у бік пониження, що відзначається в Казані 19-22 вересня.

У літній період спостерігаються різні типи погоди: тепла та волога, спекотна з короткочасними зливами кліматично спекотна суха та вітряна погода, прохолодна дощова та прохолодна суха.

Кліматичні та погодні умови літа в районі Казані формуються переважно під впливом трансформації тих, хто поступає сюди щодо холодних повітряних мас. Середня кількість годин сонячного сяйва за чотири літні місяці за містом становить 1003. Температурний режим літа в Казані досить однорідний. На околиці міста температури приблизно на 1ºС нижче. Влітку через збільшення абсолютного вмісту вологи повітряних мас і повторюваності циклонічних процесів збільшується влагооборот. Тож у літні місяці випадають рясні атмосферні опади. Протягом усього літнього сезону переважає напівясний стан піднебіння. Панівними напрямками вітрів у літній період є західні, північно-західні та північно-східні. Помітно менше повторюваність південно-західних та північно-східних вітрів.

Несприятливими явищами погоди у літньому сезоні для клімату Татарстану та району Казані є зливи, грози, град, суховії, посухи. Настання осені в районі Казані характеризується порівняно різким зниженням температури повітря та ґрунту, збільшенням кількості хмарних та дощових днів, посиленням вітрів, підвищенням відносної вологості повітря. Зазначені умови погоди зазвичай збігаються із закінченням безморозного періоду та переходом середньодобової температури повітря через 10 ºС у бік зниження. У Казані цей перехід припадає на 19-22 вересня. З серпня до вересня сума атмосферних опадів зменшується приблизно на 10 мм. Парціальний тиск водяної пари зменшується в середньому на 4-5 гПа. Восени збільшується хмарність, зростає кількість похмурих днів. Збільшується повторюваність вітрів південно-західного та південного напрямів, зменшується повторюваність вітрів північної половини горизонту. Осінь відрізняється підвищеною повторюваністю туманів, що дуже несприятливо під час роботи різних видів транспорту.

З переходом середньодобової температури повітря через 0ºС у бік зниження (30.10-2.11) та появою снігового покриву (27.10-1.11) настає зима. Але оскільки деякий час ще температура повітря то підвищується, то знижується, і внаслідок чого сніжний покрив стоїть у цей період, що триває протягом трьох тижнів, називається упередженням. Зима встановлюється з того моменту, коли температура повітря переходить через -5ºС з утворенням сталого снігового покриву. Зима з попередженням триває п'ять місяців – з листопада до березня. Зимовий період відрізняється вищими швидкостями вітру, які викликають поземки, низові та загальні хуртовини. Днів із великою кількістю опадів узимку мало. Опади, які зазвичай випадають у твердому вигляді, утворюють сніговий покрив. У захищених місцях (ліс, міські парки, споруди) висота снігового покриву помітно більша. Несприятливими явищами погоди є хуртовини. Поряд із сильними вітрами, міцними морозами сюди слід віднести ожеледицю, паморозь, тумани. У Казані та її околицях у році буває в середньому близько 10 днів з ожеледицею та понад 20 днів із морозом. До несприятливого прояву клімату в зимовий період можна віднести порівняно тривалі проміжки часу з дуже низькими температурами. Сильні тривалі морози відзначалися у січні та лютому 2006 року.

Рельєф, гідрографія, рослинність, ґрунтовий та сніговий покрив, викликає територіальну строкатість у розподілі окремих кліматичних показників. Однак ці кліматичні відмінності укладаються в рамки більшої зони, риси клімату якої визначаються радіаційними та циркуляційними факторами. Вплив рельєфу на низці показників клімату простежується досить чітко. І в цьому відношенні першорядне значення мають такі сторони рельєфу, як його абсолютна висота, переважаючі ухили, орієнтування їх стосовно панівних потоків повітря, а також розчленованість, вплив якої проявляється, перш за все, у створенні мікрокліматичних відмінностей. (Клімат Казані та його зміни у сучасний період, 2007)

ФЕДЕРАЛЬНА АГЕНЦІЯ З ОСВІТИ І НАУКИ РФ

ДЕРЖАВНИЙ ОСВІТНИЙ УСТАНОВА

ВИЩОЇ ПРОФЕСІЙНОЇ ОСВІТИ

БАШКІРСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

Географічний факультет

Кафедра геології та геоморфології

геологічна будова ТЕРИТОРІЇ

Курсова робота з дисципліни

"Структурна геологія та геокартування"

Склав: студент групи 2.5

Рахімов І. Р.

Керівник: доцент

Ларіонов Микола Миколайович

Уфа 2009 р.

Вступ

1. Фізико-географічний нарис

2. Стратиграфія та літологія

3. Тектоніка

4. Історія геологічного розвитку

5. Корисні копалини

6. Спец (Осадові гірські породи)

Висновок

ВСТУП

Ця курсова робота підбиває підсумки вивчення курсу структурної геології та геокартування.

Основною метою курсової роботи є закріплення матеріалу за курсом Структурна Геологія та Геокартування та отримання досвіду аналізування геологічної карти, яка є зображенням на топографічній основі за допомогою умовних знаків поширення та умова залягання гірських порід на земній поверхні, розділених за віком, складом та походженням.

Завданнями курсової роботи є:

Детальний опис геологічної будови району даної території: складання фізико-географічної характеристики; вивчення стратиграфії, тектоніки та літології місцевості

Складання геологічного розрізу

Складання орогідрографічної схеми

Складання структурно-тектонічної схеми

Відновлення історії геологічного розвитку, спираючись на геологічні матеріали, розріз, стратиграфічну колонку

Опис корисних копалин, які можуть бути поширені на передбачуваній території.

Для вирішення перелічених вище завдань аналізується навчальна геологічна карта №1, виконана в масштабі 1:50000. Рельєф зображений суцільними горизонталями, проведеними через 10 м. Упорядник карти: Д.Н.Утєхін, редактори: Ю.А.Зайцев та М.М.Москвін. Рік видання - 1984 .

Великими стратиграфічними підрозділами даного району є кам'яновугільна, юрська та крейдяна системи. Загальний характер залягання товщ – горизонтальний.

1.ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНИЙ НАЧЕРК

1)Орографія

Рельєф описуваної території більшою мірою є долиною річки Мишега з її притоками. Річка переживає стадію зрілості, що свідчить відносна вирівняність даної ділянки суші, і навіть широка поширеність алювіальних відкладень, формують річкову заплаву. Як вододіли можуть виступати невеликі пагорби в міжріччях Пари та Вільхівки, Вільхівки та Сіверки, а також Ягідної та Сніжеті. Максимальні абсолютні висоти не перевищують 201 м-код. Мінімальною позначається рівень заплави в пониззі нар. Мишеги – 115 м. Максимальна відносна висота 95 м. характеризує рельєф ділянки суші з приблизною площею 310 км 2 як рівнинний. Найвищою відміткою цього району є височина на схід від початку річки. Сіверки – 200,5 м-коду.

Пагорби в основному мають пологі схили. Складені глинами, пісками та пісковиками, вони не можуть мати великих значень абсолютних позначок.

2) Гідрографія

Річка Мишега є основною і є басейном стоку для ряду приток. У географічному відношенні русло нар. Мишега простягається із заходу Схід. Праві притоки: нар. Ягідна та нар. Сніжети. Ліві притоки: нар. Вожа та нар. Вільхівка та нар. Сіверка. Також до лівих приток відносяться три дрібні річки, які не мають назви. Річка Пара є припливом другого порядку по відношенню до р. Мишега.

Для цієї території густота річкової мережі досить висока. Річка Мишега має низьку та високу заплави, а також принаймні одну надзаплавну терасу. Зважаючи на те, що річка протікає по рівнинній території, можна з точністю судити про те, що бічна ерозія переважає над донною. Це дає можливість зростанню великих кількостей меандр і, враховуючи це, річку можна охарактеризувати як звивисту.

3) Географо-економічна характеристика району

У межах карти ми можемо спостерігати кілька невеликих населених пунктів – сіл. Перераховуючи ці населені пункти з півночі на південь, встановиться така послідовність: Коти, Дубки, Рожки, Шухово, Коптєво, Калинівка, Іванівка, Попівка, Петрівка, Вузьке, Підлипки, Нелідове, Півники, Колки, Житнє, Злобине, Жданівка, Крю , Кузьмине, Вільхівка, Довге, Круте, Нерестівка, Кольцове, Бажане, Ягідне.

Якщо говорити про закономірності розподілу цих сіл, то вони перебувають біля берегів вищезгаданих річок. Найбільша щільність населених пунктів спостерігається на берегах Мишеги. Що стосується розподілу будинків та інших будівель у самих населених пунктах, то форми їх витягнуті, мабуть двома-трьома паралельними вулицями.

У меридіональному напрямку простягаються дві путівці. Західна дорога проходить поряд з д. Рожки, через д. Попівка, д. Кузьмино, д. Довге та між д. Бажане та д. Ягідне. Через нар. Мишега проходить дерев'яний міст, що з'єднує Кузьміно та Довге.

Східна дорога проходить поряд із д. Іванівка, потім через річку. Мишега по дерев'яному мосту та через д. Кольцове.

На північному сході карти проходить залізниця і на південь від д. Коти розташована станція Коти.

2. СТРАТИГРАФІЯ І ЛИТОЛОГІЯ

У геологічному будові цієї території беруть участь відкладення четвертинної, крейдяної, юрської і кам'яновугільної систем. Характерним фактом цих систем і те, що вони складені лише осадовими породами. Загальна потужність порід, що складають територію, становить понад 160 м-коду.

КАМ'ЯНЬОВУГІЛЬНА СИСТЕМА

Відкладення цієї системи є найдавнішими в будові території, що описується нами. Кам'яновугільна система має виходи у північно-західній та північно-східній частинах карти. Крім цього, відкладення кам'яновугільного віку оголюються в бортах річки Мишега, а також у всіх бокових долинах, що врізають. Кам'яновугільна система представлена ​​нижнім відділом, у складі якої є 2 яруси: візейський та серпухівський.

Система представлена ​​вапняками, глинами, вапняками з прошарками доломіту.

Візейський ярус

Породи, що складають візейський ярус представлені темно-сірими, сірими, масивними та шаруватими, органогенно-уламковими вапняками, вапняками з прошарками зеленувато-сірих вапняних глин. Так як на цій території вони є найдавнішими, взаємини з нижчими породами не встановлені. Загальна потужність ярусу перевищує 80 м. Ярус підрозділяється на 5 горизонтів: Алексінський, Михайлівський, Веневський, Таруський та Стешевський.

Олексинський горизонт (C1al) Візейського ярусу представлений вапняками сірими та темно-сірими, масивними та шаруватими, органогенно-уламковими. Загальна потужність відкладень Олексинського горизонту становить понад 15 м-коду.

Михайлівський горизонт (C1mh) Візейського ярусу представлений вапняками сірими мікрозернистими, органогенно-уламковими з прошарками зеленувато-сірих вапняних глин. Потужність Михайлівського горизонту становить 20 м-коду.

Веневський горизонт (C1vn) Візейського ярусу представлений вапняками світло-сірими з фіолетовими та бурими плямами, масивними. Потужність цього горизонту близько 15 м-коду.

Таруський горизонт (C1tr) Візейського ярусу представлений вапняками світло-сірими шаруватими, мікрозернистими, органогенно-уламковими. Потужність цього горизонту становить 10 м.

Стешевський обрій (C1st) Візейського ярусу представлений глинами сірими сланцюватими з прошарками доломіту. Внизу – глини жирні сірі, вишнево-червоні та зелені. Потужність цього ярусу становить 20 м-коду.

Намюрський ярус

Намюрскій ярус представлений лише одним горизонтом – Протвінським.

Протвінський горизонт (С1pr) Намюрського ярусу представлений вапняками білими масивними, перекристалізованими, кавернозними. Потужність горизонту становить 15 м-коду.

ЮРСЬКА СИСТЕМА

На відкладах нижньокам'яновугільної системи незгодно залягають породи верхньоюрської системи. Юрська система представлена ​​верхнім відділом, у складі якої є три яруси: келловейський, оксфордський, кімериджський. Виходи порід цієї системи розташовані на всій території карти. Породи цієї системи представлені сірими, алевристими та піщанистими глинами. Загальна потужність складає 30 м-коду.

Келовейський ярус (J3cl). Відкладення келловейского ярусу незгодно залягають на Протвінському горизонті серпухівського ярусу нижнього відділу кам'яновугільної системи. Глини сірі алевритисті та піщані, вапняні складають Келловейський ярус, потужність якого становить 15 м.

Оксфордський ярус (J3ox). Цей ярус складений глинами сірими, алевритистими та піщанистими, місцями вапняними. Потужність ярусу становить 10 м-коду.

Кімеріджський ярус (J3km). Цей ярус складений сірими глинами, потужність яких близько 5 м.

КРІЙОВА СИСТЕМА

Нижньомелові відкладення незгодно залягають на відкладах верхньоюрської системи, тому що з хронологічної послідовності випадають Титонський ярус Верхньої Юри і Берріаський ярус Нижньої Крейди. Крейдяні відкладення мають виходи на вершинах пагорбів або їх схилах. Представлені лише два яруси – Валанжинський та Аптський. Описувана система складена зеленими, глауконітовими пісками, кварцовими та білими пісковиками та сірими глинами. Загальна потужність складає 35 м-коду.

Аптський ярус (K1ap). Відкладення Аптського ярусу незгодно залягають на відкладах Валанжинського ярусу з азимутальною незгодою, тому що з розрізу випадають відкладення готерівського, барремського та аптського віків пізньої епохи крейдяного періоду. Цей ярус незгодно залягає на попередньому. Він складений пісками та пісковиками білими, кварцовими, потужність яких становить 20 м.

3.ТЕКТОНІКА

Тектонічна обстановка цього району спокійна. Відсутні розривні порушення, розломи. Відсутність складчастості та горизонтальне залягання осадових порід говорять про те, що ця територія відноситься до платформного чохла.

Лише відновлюючи історію розвитку району, за наявності стратиграфічних незгод можна сказати про підняття території у певні проміжки часу. А саме – відсутність у розрізі порід середньої та верхньої кам'яновугільної системи та порід пермської та тріасової систем. Також юрська система представлена ​​лише верхнім відділом, а крейдяна лише нижнім. Усі ці умови характеризують позитивні тектонічні рухи.

У четвертинний час відбулося зниження базису ерозії головної річки описуваного району.

В даному районі можна виділити 3 основні структурні поверхи, які позначаються за поверхнями стратиграфічних незгод: Нижньокам'яновугільний, Верхньоюрський і Нижньомеловий.

Нижньокам'яновугільний поверх

Відкладення цього структурного поверху на аналізованій території представлені лише двома ярусами нижнього відділу кам'яновугільної системи. Породи даного структурного поверху виходять на поверхню в основному в північно-західній та північно-східній частинах карти, крім того, відкладення кам'яновугільного віку оголюються в бортах річки Мишега, а також у всіх урізаних бічних долинах річок. Поверх представлений осадовими відкладеннями - вапняками та глинами.

Верхньоюрський поверх

Відкладення даного структурного поверху на аналізованій території представлені лише верхнім відділом. Відслонення розкидані по всій території карти. Подано поверх глинами.

Нижньокрейдяний поверх

Даний структурний поверх набув поширення на південно-західній, південно-східній та центральній частинах описуваної карти. Нижньокрейдовий поверх має виходи на вершинах пагорбів або на їх схилах. Поверх представлений пісками, пісковиками та глинами.

4.ІСТОРІЯ ГЕОЛОГІЧНОГО РОЗВИТКУ

Історію геологічного розвитку цього району можна почати описувати з кам'яновугільного періоду. Крім цього періоду виділяється ще два періоди осадконакопичення: юрський і крейдяний. Найдавнішими породами, поширеними біля цієї карти, є відкладення Візейського століття Кам'яновугільного періоду. Карбонатні породи свідчать про те, що ця територія знаходилася в морських умовах. У Намюрському столітті морські умови опади накопичення зберігалися.

Надалі відкладення Раннеюрского періоду зі стратиграфічним незгодою накопичувалися на породах кам'яновугільного віку. Це можна пояснити тим, що у Пермському періоді відбулася трансгресія моря, що свідчать пісковики у відкладеннях Келловейского ярусу. Протягом Юрського періоду тривала трансгресія моря, тому що відкладення Кімеріджського ярусу є більш тонкими, ніж відкладення Келловейського ярусу.

Після юрського періоду відбулася перерва в опаді накопиченні, про що свідчить стратиграфічна незгода між юрською та крейдяною системами. Цей період представлений пісками та глинами, що говорить про подальшу трансгресію моря. Відбувалося підняття району. Також після Валанжійського століття Крейдового періоду відбулася перерва в осадонакопичення, про що свідчить стратиграфічна незгода між Валанжійським і Аптським ярусами. Опади Аптського ярусу представлені білими кварцовими пісками, за якими можна припустити, що накопичення осаду відбувалося в прибережній зоні.

У цілому нині обстановка осадонакопичення була стабільна, тектонічний режим спокійний.

5.КОРИСНІ КОПАЛИНІ

Осадові породи цієї території теоретично можуть бути корисними копалинами. До корисних копалин можна віднести вапняки кам'яновугільного періоду, які можна застосовувати для вапнування кислих ґрунтів у сільському господарстві, також можна застосовувати у виробництві будівельних матеріалів. Цей природний матеріал також використовується для одержання вапна, цементу; в металургії - як флюси. Крім того, вапняк застосовується у декоративному оформленні зовнішнього та внутрішнього інтер'єру стін приміщень.

Також до корисних копалин можна віднести пластичні сірі глини Кімеріджського ярусу верхньої юри, які можна застосовувати у скульптурі. Піщані глини Келловейского ярусу можуть широко застосовуватися у виробництві цегли.

Білий пісок Аптського ярусу крейдяної системи може знайти своє застосування у декоративних штукатурках, покрівельних матеріалах. Піски кварцові придатні для будівельних цілей, автошляхів, також цю породу можна використовувати для виробництва скла.

Гальки фосфоритів застосовують у хімічній сировині.

Зерна глауконіту Валанжинського ярусу крейдяної системи можуть застосовуватися для очищення ґрунту та твердих покриттів (асфальту, бетону) від нафтопродуктів, т.к. глауконіт має сорбційні властивості.

6.Осадкові гірські породи

Осадові гірські породи утворюються в результаті перевідкладення продуктів вивітрювання та руйнування різних гірських порід, хімічного та механічного випадання осаду з води, життєдіяльності організмів або всіх трьох процесів одночасно.

Класифікація осадових гірських порід

У формуванні осадових гірських порід беруть участь різні геологічні чинники: руйнація і переотложение продуктів руйнування порід, що існували раніше, механічне і хімічне випадання осаду з води, життєдіяльність організмів. Трапляється, що у освіті тієї чи іншої породи бере участь відразу кілька чинників. При цьому деякі породи можуть формуватись різним шляхом. Так, вапняки можуть бути хімічного, біогенного або уламкового походження. Ця обставина викликає суттєві труднощі під час систематизації осадових порід. Єдиної схеми їхньої класифікації поки що не існує.

Різні класифікації осадових порід були запропоновані Ж. Лаппараном (1923), В. П. Батуріним (1932), М. С. Швецова (1934) Л. В. Пустоваловим (1940), В. І. Лучицьким (1948 р.), Г. І. Теодоровичем (1948 р.), В. М. Страховим (1960 р.), та іншими дослідниками.

Однак для простоти вивчення застосовується порівняно проста класифікація, в основі якої лежить генезис (механізм та умови утворення) осадових порід. Відповідно до неї осадові породи поділяються на уламкові, хемогенні, органогенні та змішані.

Генезис осадових гірських порід

"Осадові гірські породи" поєднують три принципово різні групи поверхневих (екзогенних) утворень, між якими практично відсутні істотні загальні властивості. Власне з опадів утворюються хемогенні (солі) та механогенні (уламкові, частково теригенні) осадові породи. Утворення опадів відбувається на поверхні землі, у її приповерхневій частині та у водних басейнах. Але стосовно органогенних пород досить часто термін "осад" не застосовується. Так якщо осадження скелетів планктонних організмів ще можна віднести до опадів, то куди віднести скелети донних, а там колоніальніших, наприклад, коралів, організмів не зрозуміло. Це говорить про те, що сам термін "Осадові гірські породи" є штучним, надуманим, він є архаїзмом. Внаслідок цього В. Т. Фролов намагається замінити його терміном "екзоліт". Тому аналіз умов утворення цих порід має відбуватися окремо.

У класі механогенних порід перші два поняття є рівнозначними і характеризують різні властивості цього класу: механогенний – відбиває механізм утворення та перенесення, уламковий – склад (складається практично з уламків (поняття строго не визначено)). Поняття "теригенний" відображає джерело матеріалу, хоча механогенними є і значні маси уламкового матеріалу, що утворюється в підводних умовах.

Механогенні осадові породи

Ця група порід включає дві основні підгрупи - глини та уламкові породи. Глини - специфічні породи, складені різними глинистими мінералами: каолінітом, гідрослюдами, монтморилонітом та ін.

Загальні властивості уламкових порід

Уламкові породи - найголовніша частина механогенних порід. Серед осадових порід "уламкові породи" є одні з найпоширеніших класів гірських порід. Обсяг цього поняття відповідає уявленням ранніх періодів становлення літології. Спочатку до них відносили породи, що містять власне уламки порід і мінералів, з одного боку, і продукти їхнього механічного (фізичного) перетворення - окатані зерна порід і мінералів - з іншого. Але визначення "уламка" відсутня. Така сама ситуація і з антагоністом "брекчії" - галькою: що таке галька? Є вузьке визначення поняття "галька", яким галька обмежена в лінійних розмірах. Однак у літології є також об'єкти, близькі за змістом гальці, але інших розмірів: валуни, гравій тощо. буд. Є суттєва генетична різниця між уламками та котуни. "Уламкові породи" - породи, складені лише уламками материнських порід (мінералів). Окатиші не є уламками в прямому значенні і тому не можуть входити до групи "уламкових порід". Вони становлять самостійну, дуже поширену групу осадових утворень (конгломероїди), складену повністю або переважно окатишами різних розмірів (галька. гравій, конгломерати, галечники, гравеліти та ін.)

Основними структурами осадових порід є:

уламкова - порода складається з уламків частинок розміром більше 0,01 мм, що раніше існували порід;

тонкоуламкова (глиниста або пелітова) - порода складається з частинок розміром менше 0,01 мм (глина, мергель);

кристалічна різнозерниста – у породі візуально видно кристали мінералів (кам'яна сіль, гіпс);

прихована кристалічна (афонітова) - мінерали в породі проглядаються тільки під мікроскопом (крейда);

Детрітова - порода складена уламками раковин або уривками рослин.

В осадових породах виділяють текстури первинні - що виникають у період седиментації (наприклад, шаруваті) чи ще не затверділому, пластичному осаді (наприклад, підводнозсувні) і вторинні - утворюються в стадію перетворення осаду в гірську породу, а також при її подальших змінах (діагенез, катагенез, початкові стадії метаморфізму).

ВИСНОВОК

У ході виконання курсової роботи було досягнуто поставлених цілей і завдань:

1) Ми навчилися аналізувати геологічні карти

2) Докладно описали геологічну будову цього району, склали фізико-географічний нарис. Рельєф цієї території загалом рівнинний, є кілька пагорбів. Головною річкою району, що описується, є річка Мишега.

3) З'ясували стратиграфію, тектоніку та літологію місцевості. У цьому районі виділяються три системи: кам'яновугільна, юрська та крейдяна, які представлені осадовими породами: вапняками, глинами, пісками, кварцовими пісковиками. Загальна потужність понад 160 м-коду.

4) Цю територію можна віднести до платформного чохла, відсутні складки, розломи, розривні порушення.

5) Виділяються три основні структурні поверхи: нижньокам'яновугільний, верхньоюрський, нижньокрейдовий.

6) Спираючись на отриману інформацію про стратиграфію, тектоніки займаної території, ми відновили історію геологічного розвитку. Обстановка осадонакопичення спокійна.

Було складено геологічний профіль карти по виділеній лінії.

ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА ТА ІСТОРІЯ РОЗВИТКУ ТЕРИТОРІЇ

Омська область розташована у межах молодої Західно-Сибірської платформи* (герцинської плити). У геологічному будові її території чітко виділяються складчастий фундамент, складений породами палеозойського та допалеозойського віку, та платформний чохол з пологозалягаючими відкладеннями мезозою та кайнозою.

Фундамент має складну будову і складається з магматичних утворень (гранітів, діабазів та ін.), вулканічних туфів та різною мірою метаморфізованих порід (гнейсів, сланців). Породи фундаменту зім'яті у складні складки та пересічені розломами північно-східного та північно-західного простягання. За цими розломами одні ділянки-блоки фундаменту опускалися, інші піднімалися. В результаті тектонічних рухів блоків фундаменту на його поверхні утворилися прогини та виступи.

Як встановили вчені за допомогою останніх геофізичних даних та космічних знімків, у фундаменті є своєрідні «базальтові вікна» - блоки, складені океанічною корою, та кільцеві структури.

Поверхня фундаменту занурюється з півдня на північ. Так, на півдні області фундамент розкривається свердловинами на глибині кількох сотень метрів, в Омську – 2936 м, у Кормилівському районі (радгосп «Ново-Олексіївський») – 4373 м.

Платформенний осадовий чохол у нижній частині розрізу повторює у своєму заляганні рельєф фундаменту. Верхні горизонти практично не відображають поверхні фундаменту.

Осадові породи чохла представлені пісками, пісковиками, глинами, аргілітами та ін. Потужний осадовий покрив формувався десятки мільйонів років протягом шести геологічних періодів (240 млн. років).

За цей час земна кора зазнавала повільних вертикальних коливань. Під час опускання її морські води затоплювали величезні території. У теплих морях, що утворилися, розвивався багатий органічний світ, що сприяє формуванню морських осадових товщ. Потім опускання земної кори змінювалося підняттям, море меліло і поступово зникало, територія області ставала рівнинною сушею з численними озерами та річками. Широко розвинута наземна рослинність. Ці події повторювалися неодноразово.

За всю геологічну історію формування Західно-Сибірської плити утворився осадовий чохол, потужність якого змінюється від 3000-3500 м на півночі до 500-1000 м - біля південного кордону області. Верхню частину чохла (250-300 м) становить товща континентальних верхньопалеоген-неогенових глин, суглинків та пісків. Виходи цих порід оголюються на берегах річки. Іртиша та його приток (рис. 3.), а також у великих озерних улоговинах. Найчастіше ці відкладення перекриті малопотужними четвертинними відкладеннями.

Кожен геологічний відрізок часу історія області відзначається характерними природними умовами і геологічними процесами. Щоб відповісти на питання про те, що відбувалося в далекому минулому, необхідно здійснити подорож геохронологічною таблицею (табл. 1).

Таблиця 1

ГЕОХРОНОЛОГІЧНА ТАБЛИЦЯ

Запитання та завдання.

Особливості їхнього залягання. За різними прикметами він відновлює геологічні події, що відбувалися у минулому. Залягання гірських порід найкраще спостерігати в урвищах на річковому чи морському березі, у бортах яру, на крутих гірських схилах - скрізь, де є природні або штучні (кар'єри) виходи гірських порід на земну поверхню. оголення.

Піски, глини, вапняки та інші осадові породи зазвичай лежать шарами або пластами, кожен з яких обмежений двома приблизно паралельними поверхнями: верхня називається покрівлею, нижня - підошвою. Пласт має приблизно однорідний склад. Товщина (потужність) досягає десятків та сотень метрів. На значних площах рівнин пласти зазвичай лежать горизонтально, як вони спочатку і відкладалися: кожен вищележачий пласт молодший, ніж нижче. Таке заляганняназивається непорушеним. Рухи земної кори нерідко порушують початкове становище пластів, і вони залягають похило або зім'яті складки.

Але часто буває, що непорушені пласти розташовані незгодно- горизонтальні шари лежать на пластах порушених, зім'ятих у складки, поверхня яких була розмита, вирівняна. Потім на цю поверхню лягли молодші горизонтальні шари. Виникло кутова незгода. Така будова говорить про складні та змінні рухи земної кори. Існує також стратиграфічна незгода, при якому паралельність пластів зберігається, але порушена їх послідовність (відсутні шари будь-якого точно визначається геологічного віку). Отже, в цей час місцевість вийшла з-під рівня моря і, отже, була перерва в накопичення опади.

При похилому положенні пластів важливо визначити умови залягання товщі осадових порід (положення пласта у просторі). Кожен пласт має простягання, тобто протяжність, і падіння, або нахил. Простирання та падіння – це основні елементи залягання гірських порід. Для визначення обирають рівну майданчик на одному з пластів в оголенні порід, на неї кладеться гірський компас ребром і вимірюється кут падіння пласта. За довгим ребром плашки компаса на шарі прокреслюється лінія. Це і буде лінія падіння пласта. Якщо прокреслити перпендикулярну лінію, вона покаже простягання пласта. На поверхні пласта накреслиться прямий кут. Тепер слід підняти компас горизонтальне положення і по північному кінці магнітної стрілки відрахувати азимут падіння. Простирання перпендикулярно до нього, тому, додавши або відібравши 90 ° від азимуту падіння, отримують азимут простягання. Наприклад, азимут падіння СВ 40°, тоді азимут простягання ПВ 130° (40°+90°). Якщо азимут падіння СВ 300 °, то віднімається 90 ° і виходить азимут простягання ПЗ (300 ° -90 °). Для визначення кута падіння пластів компас забезпечений схилом і шкалою (кутомір). По нахилу кутоміра визначається кут падіння: 20 °, 30 ° і т.д.

Послідовність залягання, а отже, і утворення пластів гірських порід вивчає стратиграфія- особливий розділ геології. Простежуються шари одного віку, встановлюється їх вік, зіставляються відкладення одного віку в різних районах тощо. Якщо, наприклад, в оголенні внизу залягають вапняки, а вище - глини, то очевидно, що вапняки утворилися раніше і, отже, за віком вони давніші, ніж глини.

Для наочного уявлення про геологічну будову ділянки або району за даними, отриманими при вивченні оголень порід або свердловин, будують стратиграфічну колонку, Т. е. графічне зображення послідовності залягання порід різного віку в даному районі або на ділянці. Умовними знаками в колонці зображуються породи у тій послідовності, де вони залягають; відзначаються їх вік, потужність кожного пласта, склад порід, що його складають, а також кутові і стратиграфічні незгоди. Стратиграфічна колонка, як і геологічний розріз, є важливим доповненням до геологічної карти.