Análisis del mapa tectónico del mundo. Metodología de análisis tectónico e interpretación de datos geofísicos
El basamento cristalino y la cubierta sedimentaria de la Placa Rusa difieren marcadamente entre sí en términos de propiedades físicas y condiciones de aparición de rocas. Esta circunstancia determina las diferencias en los métodos de su estudio y el desigual grado de conocimiento.
Fundación de cristal. Los estudios magnéticos (aéreos y terrestres) realizados a gran escala dentro del Escudo Báltico y la Placa Rusa, en combinación con datos de perforación, mostraron que el campo magnético anómalo se debe principalmente a la composición material de las rocas del basamento Arcaico-Proterozoico. . Esto tuvo en cuenta la posibilidad de anomalías de rocas magnéticas e intrusiones magnéticas relativamente jóvenes en la cubierta sedimentaria. Al interpretar las anomalías gravitatorias se tuvo en cuenta que, en el caso general, las anomalías son causadas por cambios profundos de densidad en la sustancia subcortical, cambios en la densidad de las rocas que componen las estructuras del basamento (corteza consolidada) y cambios en la la estructura y espesor de la cubierta sedimentaria.
Los campos magnéticos y gravitatorios de la Plataforma de Europa del Este se caracterizan principalmente por vastas áreas con una estructura de mosaico, separadas y parcialmente rodeadas por zonas de anomalías lineales. Al mismo tiempo, a partir de un análisis conjunto de los campos físicos y la estructura geológica de las áreas expuestas del Escudo Báltico, se estableció que las áreas con estructura de mosaico de los campos magnético y gravitatorio corresponden a los antiguos macizos de épocas anteriores. consolidación (núcleos pre-karelianos), y los sistemas de anomalías de bandas que los bordean corresponden a las áreas de adaptación del plegamiento de Karelia más joven.
Para la conveniencia de interpretar el campo magnético del territorio en consideración, se utilizó un mapa de rocas de basamento magnético, compilado bajo la dirección editorial de V.N. Las estructuras del sótano de la parte oriental expuesta del Escudo Báltico dentro de la República Socialista Soviética Autónoma de Carelia se tomaron como estándares. Para el análisis del campo gravitatorio se utilizó el mapa resumen Ag. Un análisis de las anomalías en términos de forma, tamaño, orientación y extensión permitió zonificar los kg de campo observados. y también dividir las anomalías en dos tipos: anomalías asociadas a las estructuras geológicas, composición y densidad de las rocas que forman la parte superior del basamento, y anomalías de carácter profundo.
Con base en los materiales de estudios aeromagnéticos y gravimétricos, fue posible establecer, con diversos grados de probabilidad, perturbaciones tectónicas. Al mismo tiempo, se distinguieron más claramente las perturbaciones acompañadas de la introducción de intrusiones: se interpretaron como zonas de fallas profundas. Todas las fallas profundas suelen estar confinadas a los contornos de estructuras de diferentes edades y tectónicamente diferentes. Las fallas tectónicas que no están acompañadas de intrusiones se pueden distinguir por un cambio brusco en el rumbo y un gradiente horizontal pronunciado de la anomalía. .
Para establecer la edad relativa de plegamiento son fundamentales las características de la estructura interna del sótano. Por lo tanto, la presencia de estructuras anticlinales puede servir como base para la suposición sobre el desarrollo de formaciones antiguas y la presencia de estructuras sinclinales sobre el desarrollo de formaciones jóvenes.
El análisis de las anomalías magnéticas y gravitatorias y los datos sobre la determinación de las propiedades físicas de las rocas del basamento dentro de la parte expuesta del Escudo Báltico, sistematizados por NB Dortman (1964), permitieron establecer las características geofísicas de diversas estructuras, estratigráficas complejos y diferencias litológicas individuales de las rocas del basamento.
1. Los sinclinorios en regiones eugeosinclinales en campos magnéticos y gravitacionales se muestran con valores relativamente altos de AG y Ag, mientras que los anticlinorios se caracterizan por valores relativamente bajos de AG y Ag. Esta regularidad es más pronunciada para los sistemas del Proterozoico Inferior y algo menos clara para las zonas de procesamiento del Proterozoico Inferior de plegamiento más antiguo.
2. Los macizos medianos del Arcaico se caracterizan por una pronunciada estructura de mosaico de los campos magnético y gravitacional. Los cuerpos magnéticos en el área de desarrollo de las rocas arcaicas tienen una ligera saturación, una disposición caótica, tamaños pequeños, su magnetización varía de 0 a 500 unidades *. Las anomalías gravitacionales tienen valores tanto positivos como negativos. En los anticlinales compuestos por rocas arcaicas, aumenta la proporción de valores reducidos tanto del vector de campo magnético total (А Г) como del campo de gravedad Ag. En general, los sistemas arcaicos están compuestos por gneises y se caracterizan por un amplio desarrollo de procesos de migmatización y granitización.
3. Dentro del Escudo Báltico y sus laderas, los sistemas de pliegues del Proterozoico Inferior se muestran en los campos magnéticos y gravitatorios sostenidos a lo largo de la huelga, cuerpos magnéticos alargados de magnetización predominantemente alta, alrededor de 1500 unidades. La alta magnetización se debe a la presencia de lutitas y gneises que contienen magnetita y pirrotita, intrusiones de rocas básicas y ultrabásicas.
En las estructuras anticlinales del plegamiento del Proterozoico Inferior aumenta la proporción de anomalías menos intensas, hasta áreas débilmente o completamente amagnéticas, a las que también se asocian valores relativamente bajos del campo gravitatorio.
4. Las áreas de consolidación arcaicas, reelaboradas por movimientos de pliegues del Proterozoico Inferior, se caracterizan por campos magnéticos y gravitacionales tanto en mosaico como lineales. En el mapa de rocas magnéticas, junto con cuerpos orientados en diferentes
1 El valor tomado como unidad de magnetización es: IX KG 6 CGS.
tableros y tamaños pequeños, con una magnetización de hasta 500 unidades, aparecen cuerpos de golpe sostenido, de forma alargada con una magnetización relativamente grande. En este caso, los cuerpos fuertemente magnéticos, por regla general, se agrupan a lo largo de zonas separadas, en las que, aparentemente, el procesamiento se produjo con mayor intensidad.
5. Las áreas de desarrollo del complejo rocoso del Proterozoico Medio no tienen características geofísicas distintas, pero al mismo tiempo, en un campo magnético, se caracterizan por valores DW ligeramente aumentados. Los cuerpos magnéticos aquí son predominantemente alargados, con una magnetización de hasta 600 unidades. En el campo gravitatorio, estas áreas están marcadas por valores \g relativamente bajos. Aparentemente, las rocas del Proterozoico Medio en la gran mayoría de los casos están sustentadas por formaciones supercristalinas del Proterozoico Inferior, y por lo tanto sus características geofísicas están determinadas por el efecto total de las rocas del Proterozoico Inferior y Medio. „
6. Las zonas de desarrollo de granitos o zonas de mayor granitización en general se distinguen por la gravedad mínima y la ausencia de anomalías magnéticas.
7. Las rocas máficas y ultramáficas aparecen como anomalías agudas y localizadas tanto en la gravedad como en los campos magnéticos.
Los límites de los complejos plegados de diferentes edades también se pueden dibujar a lo largo de las zonas regionales de uniones de anomalías lineales con zonas de la estructura de mosaico del campo. En el caso general, la determinación de la edad relativa de las rocas puede realizarse por la naturaleza de la relación de anomalías. Entonces, en la intersección de varias anomalías, los pliegues más jóvenes serán mostrados por aquellos que se trazan sin interrupciones en la zona de intersección. Cuando las anomalías lineales rodean un área, estas anomalías también reflejan un plegamiento más joven.
Todas las estructuras tectónicamente diferentes y de edades desiguales identificadas por el método anterior se compararon con los datos disponibles para determinar la edad absoluta de las rocas expuestas dentro de ellas. *
El relieve de la superficie moderna del basamento arcaico-proterozoico (ver Fig. 52) se construyó de acuerdo con los datos de perforación profunda e interpretación de materiales de levantamientos aeromagnéticos, sísmicos y eléctricos, según marcas de altura absoluta. En total, para construir este relieve, se tuvieron en cuenta los resultados de la perforación de 450 pozos, así como datos sobre el cálculo de las profundidades de la cimentación a partir de materiales geofísicos en 1000 puntos.
La distribución de los pozos y el conocimiento geofísico del área son extremadamente desiguales y, por lo tanto, la confiabilidad del relieve representado en diferentes áreas es diferente.
Todas las fallas identificadas dentro de las laderas sumergidas del Escudo Báltico se dividen en dos grupos según el grado de su validez: fiables y supuestas. Las fallas identificadas por perforación o rastreadas por varios métodos geofísicos y acompañadas de fallas o flexiones en la cubierta sedimentaria se clasifican como confiables. Las fallas identificadas únicamente sobre la base de datos geofísicos se clasifican como hipotéticas.
Cobertura sedimentaria. En el análisis de la tectónica de la cubierta sedimentaria se utilizaron tramos de más de mil y cien sondeos, de los cuales unos 450 alcanzaron el basamento cristalino, materiales del estudio de varios centenares de afloramientos naturales y decenas de canteras y minas, la resultados de construcciones morfométricas y otros materiales.
En la sección de la cubierta sedimentaria se distinguen claramente varios estratos, cada uno de los cuales se formó bajo un régimen tectónico peculiar y, por tanto, se diferencia de otros estratos en sus características estructurales inherentes. Cada etapa del desarrollo tectónico terminaba invariablemente con un levantamiento regional de la corteza terrestre y denudación, como resultado de lo cual estos estratos están delimitados por superficies de denudación estructural.
Las secuencias ubicadas entre dos superficies de denudación estructural y que incluyen formaciones de varios grupos o sistemas se distinguen en etapas estructurales. Los subestadios estructurales se dividen en estratos, también limitados por superficies de denudación estructural, pero uniendo formaciones de un solo sistema.
AP Salomon y GI Egorov (1967) identificaron cinco etapas estructurales en la cubierta sedimentaria del margen noroeste de la Placa Rusa, cuatro de las cuales son comunes en el territorio bajo consideración. Uno de ellos, Vologda, se divide en tres subniveles.
Para todas las etapas y subetapas estructurales, en secuencia histórica, se estableció lo siguiente: el régimen tectónico de su formación, las características paleoestructurales y aquellos cambios que surgieron bajo la influencia de procesos tectónicos posteriores en complejos estructurales ya formados. En cada etapa o subetapa estructural se eligió una superficie marcadora de referencia, generalmente la base del horizonte estratigráfico ubicada más cerca de la base de la etapa o subetapa estructural: el horizonte Kotlin del complejo Vendian, la serie Báltica del Cámbrico Inferior, el Horizonte Ordovícico Volkhov, horizonte Stary Oskol de las capas Media y Snetogorsk del Devónico Superior, superhorizonte Oka del Carbonífero. Sobre estas superficies se han realizado reconstrucciones paleotectónicas. La estructura moderna de la sección se caracteriza por la posición absoluta de las superficies indicadas y la base de las unidades tectónicas de edad.
Los mapas de isópacas de etapas y subetapas estructurales permiten juzgar reordenamientos paleoestructurales, áreas de hundimiento o levantamiento predominante del territorio en diferentes intervalos de tiempo. La comparación de mapas de isópacas con mapas hipsométricos permite rastrear la historia del desarrollo estructural de partes individuales de la sección y de la región en su conjunto.
Un análisis de la distribución del espesor de las unidades estructurales y la posición hipsométrica de las superficies de marcado permitió detectar bastante numerosas zonas linealmente orientadas de fallas verticales en la cubierta sedimentaria, confirmadas por elementos de la red hidrográfica, intensa fracturación de rocas , así como secciones y contornos del mapa geológico.
El estudio de afloramientos naturales y artificiales permitió identificar una serie de manifestaciones tectónicas plicativas y disyuntivas y estudiar las fracturas de las rocas, que es un indicador extremadamente sensible de la perturbación de la ocurrencia monoclinal de las capas.
Las construcciones estructural-geomorfológicas permitieron establecer una conexión entre la estructura geológica y el relieve moderno; el análisis de los elementos enderezados de la red hidráulica permitió identificar zonas de fallas verticales más tardías. »
La razón principal que determina las condiciones de formación y los principales cambios en la estructura de la cubierta sedimentaria son los movimientos del basamento cristalino. Las representaciones sobre los movimientos relativos de la cimentación se obtienen reconstruyendo su superficie para
el comienzo de la época de Kotlin y Báltico, el período Ordovícico, las épocas del Devónico medio y el Devónico superior.
Un cambio constante en la forma de la superficie de los cimientos permite juzgar la dirección y la naturaleza de los movimientos en ciertos períodos de tiempo geológico.
Las superficies de denudación estructural, que emergieron en los momentos finales de los reordenamientos tectónicos, reflejan claramente la dirección de los movimientos en los que se formó la sección geológica en el tiempo anterior. La distribución de los sedimentos que los recubren, mostrada en el mismo mapa, explica el régimen tectónico que determinó el curso de la nueva transgresión. El relieve de las superficies de denudación estructural se construyó de manera similar al relieve del basamento cristalino, pero cada vez que las reconstrucciones se hicieron en relación con el fondo del horizonte marcador más cercano en los depósitos suprayacentes. Las superficies de denudación estructural anteriores al Cámbrico Medio, Pre-Devónico y Pre-Visean se construyeron de esta manera.
Un análisis de los datos obtenidos mostró que, aparentemente, solo las formas principales de las antiguas superficies de denudación estructural son causadas directamente por las paleoestructuras más grandes. Sin embargo, la falta de material fáctico dificulta la resolución inequívoca de este problema, especialmente porque la superficie moderna se caracteriza por una relación bastante definida entre accidentes geográficos relativamente pequeños y la estructura geológica.
El mapa tectónico (ver Fig. 53) da una idea general de la tectónica de la cubierta sedimentaria. Muestra las áreas de afloramiento de etapas y subetapas estructurales en la superficie precuaternaria, y para una etapa (Arkhangelsk), además, su distribución en profundidad. .
El mapa también destaca zonas de fallas verticales y sus estructuras locales acompañantes, áreas de fracturamiento de rocas complicadas y zonas morfológicamente identificadas de fallas verticales recientes. En cualquier punto del mapa, es posible determinar el espesor total de la cubierta sedimentaria y la profundidad de ocurrencia de partes estructurales individuales de la sección, así como establecer la pertenencia de esta área a una u otra forma estructural, a ver su ubicación en relación con las fallas.
La comparación de mapas tectónicos del basamento cristalino y cobertura sedimentaria (ver Figs. 51 y 53), mapas en relieve del basamento cristalino (ver Fig. 52), secciones geológicas y paleoestructurales (ver Fig. 54) permite comparar los elementos de la tectónica del período de desarrollo preplataforma con la estructura de la cubierta sedimentaria y ver el reflejo de los últimos movimientos tectónicos, es decir, trazar la conexión entre la tectónica del pasado, la estructura moderna del territorio y los últimos movimientos del la corteza terrestre.
Ministerio de Educación de la República de Bielorrusia
institución educativa
"Universidad Estatal de Gómel
el nombre de Francysk Skaryna"
Facultad de Geología y Geografía
Departamento de Geología y Exploración de Recursos Minerales
ANÁLISIS TECTÓNICO DEL MAPA GEOLÓGICO #2
(carta explicativa)
Ejecutor:
estudiante del grupo 1- РВ-31 _______________
Profesor titular _______________
Gómel 2010
Introducción
El propósito de este trabajo de laboratorio es consolidar los conocimientos en el curso "Geotectónica", y también aprender a realizar de forma independiente un análisis tectónico de un mapa geológico. El análisis tectónico consiste principalmente en elaborar un esquema tectónico y escribir una nota explicativa del mismo, destacando las principales estructuras tectónicas, su morfología y la historia geológica del desarrollo.
Para redactar una nota explicativa se entregaron los siguientes materiales fuente: mapa geológico N° 2 con símbolos, columna estratigráfica y corte geológico, así como un taller de geotectónica “Análisis tectónico de mapas geológicos”.
Los objetivos de este trabajo son: la definición de los principales elementos estructurales de la corteza terrestre, la definición de pisos estructurales, la clasificación de fallas plegadas y discontinuas.
1 GEOESTRUCTURAS
Este territorio pertenece a la antigua plataforma (cratón). Esto está indicado por el espesor de decenas de metros de las principales unidades estratigráficas en la cubierta sedimentaria; ausencia de perturbaciones disyuntivas y formaciones ígneas; Aparición horizontal y subhorizontal de las capas que componen la cubierta sedimentaria. El área de estudio tiene una estructura de dos niveles: un basamento cristalino (de edad Mesozoica y Cenozoica) y una cubierta sedimentaria que lo cubre.
2 PLANTA ESTRUCTURAL
El área objeto de estudio es un área cuya formación tuvo lugar en diferentes épocas de tectogénesis: hercínica, cimeria y alpina.
El complejo de cobertura del área de estudio representa los depósitos del eratema Cenozoico, representado por el sistema Neógeno, el eratema Mesozoico, que está compuesto por rocas de los sistemas Jurásico y Cretácico, así como el eratema Paleozoico, cuyas rocas están compuestas de depósitos devónicos. Dentro del área de estudio se distinguen tres plantas estructurales: baja, media y alta.
Piso estructural inferior
Esta etapa estructural se caracteriza por una ocurrencia horizontal de capas. Esta planta estructural se ubica en la parte central del área de estudio. La formación de este piso tuvo lugar en la era de tectogénesis de Caledonia. La sedimentación tuvo lugar en condiciones costero-marinas, acompañada de regresión o transgresión del mar. La tasa de acumulación de precipitaciones es baja.
Piso estructural medio
Este piso estructural se extiende de este a suroeste. Pertenece al eratema mesozoico, que hace referencia a la era herciniana de tectogénesis. La sedimentación tuvo lugar en condiciones marinas. La tasa de acumulación de depósitos es baja.
Piso estructural superior
El piso estructural superior se ubica en el sureste del área de estudio. Este piso pertenece al eratema Cenozoico, que pertenece a la era alpina de tectogénesis. La sedimentación tuvo lugar en condiciones costero-marinas. La tasa de acumulación de precipitaciones es baja.
3 FORMACIONES
En el área de estudio se distinguen rocas de los eratemas Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico, representadas por depósitos de los sistemas Devónico, Jurásico, Cretácico y Neógeno. El desarrollo de la corteza terrestre aquí tuvo lugar durante la etapa de placa, a partir de la cual se pueden distinguir las siguientes formaciones: formaciones terrígenas marinas transgresivas, carbonatadas y terrígenas marinas regresivas.
Formaciones marinas terrígenas regresivas y transgresivas.
Su rasgo característico son las secuencias regresivas y transgresivas, es decir, en la sección ascendente, los depósitos de aguas relativamente profundas (margas, arcillas) son reemplazados por depósitos de aguas poco profundas (arenas, guijarros) y, a la inversa, los depósitos de aguas poco profundas son reemplazados por los de aguas profundas. Todas estas secuencias se observan a lo largo de la historia geológica del área de estudio. El espesor de las formaciones es de unas pocas decenas de metros.
formación de carbonato
Los depósitos de esta formación están confinados estratigráficamente a los depósitos de las etapas Frasnian y Famennian del sistema Devónico. Estos depósitos están representados por calizas y margas intercaladas rítmicamente con areniscas, limolitas y lutitas. La potencia son las primeras decenas de metros. Un rasgo característico de esta formación es que la sección está dominada o completamente compuesta por rocas carbonatadas (calizas). Los depósitos están confinados a la etapa de placa del desarrollo de la corteza terrestre, que se formaron y acumularon en condiciones de plataforma.
4 PEQUEÑAS ESTRUCTURAS PLICATIVAS Y DISYUNTIVAS
En este territorio no se observan pequeñas estructuras plicativas y disyuntivas. Las capas son horizontales. Solo existe el techo del horizonte de Zakonsky, en el que las estratoisohipsis del techo aumentan de norte a sur.
4 HISTORIA DEL DESARROLLO TECTÓNICO
El área objeto de estudio es un área cuya formación tuvo lugar en diferentes épocas de tectogénesis.
Las rocas de los sistemas Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico están involucradas en la estructura geológica del área de estudio.
Las rocas del eratema Paleozoico están representadas por depósitos del sistema Devónico. El Devónico se transformó en la época hercínica de la tectogénesis.
Las rocas del sistema Devónico se ubican en el centro y noroeste de la región en forma de pequeños afloramientos rocosos. En el Devónico tuvo lugar la época herciniana de tectogénesis, pero esto no se reflejó de ninguna manera en este territorio, en ese momento hubo una acumulación normal de sedimentos sin aplastamientos y levantamientos. Las rocas del Devónico se acumularon en el mar. Durante este período, los movimientos tectónicos se expresan en forma de subidas y bajadas lentas del terreno, lo que lleva a la transgresión y regresión del mar.
Los depósitos jurásicos se ubican en la parte noroeste del área de estudio. Los depósitos del Jurásico se transformaron durante la época de tectogénesis del Cimmerio. Existe una disconformidad estratigráfica con las rocas del Cretácico Inferior. También hay un hiato de sedimentación en el Jurásico Inferior y Medio, lo que indica un retroceso, es decir. regresión del mar, y luego una fuerte disminución en el Jurásico Superior.
El sistema Cretácico está representado por dos divisiones, superior e inferior. Los depósitos de este sistema se ubican al noroeste del área de estudio. Los cambios en los depósitos del Cretácico ocurrieron durante las eras de tectogénesis cimeria y alpina. En este momento, continúa un levantamiento lento y estable del territorio, es decir, retiro del mar.
El sistema Neógeno está representado por el Plioceno. Los cambios en estas rocas ocurrieron durante la era alpina de tectogénesis. En el Neógeno Inferior (Mioceno), se observa una regresión paulatina del mar, lo que indica el levantamiento del territorio, lo que provocó un cese de la sedimentación, lo que se evidencia por la ausencia de depósitos de este período. En el Plioceno se produce una transgresión paulatina del mar, lo que indica un lento hundimiento.
CONCLUSIÓN
Como resultado del trabajo realizado se elaboró una nota explicativa para el mapa geológico N° 2 y se elaboró un esquema tectónico del área.
En el proceso de trabajo, se utilizaron conocimientos de geotectónica, geología histórica, litología. Las descripciones se realizan de acuerdo con los requisitos metodológicos.
UNIVERSIDAD ESTATAL DE MOSCÚ
GEODESIA Y CARTOGRAFÍA
Departamento de Geografía
Trabajo práctico nº 1
ANÁLISIS DEL MAPA FÍSICO, TECTÓNICO Y GEOLÓGICO
ZONA (100°-130° E)
He hecho el trabajo:
Estudiante FKG KiG II-1b
Pashkin A.A.
Profesor:
Profesor Asociado del Departamento de Geografía Ph.D.
Kolesnikov Serguéi Fiódorovich
Moscú 2014
Litosfera y relieve de la Tierra
mapa físico
Mapa geológico: Escala 1: 80.000.000
La estructura de la corteza terrestre.: Escala 1: 80.000.000
Mapa climático:
El área bajo consideración en este trabajo de laboratorio está limitada por las longitudes de 100°-130°E. Hay una sección del terreno euroasiático que incluye: Siberia oriental, el desierto de Gobi, la parte oriental del Tíbet, la península de Indochina, el archipiélago de Indonesia y el oeste de Australia.
Investigación en el mapa físico:
Esta área está ubicada completamente en el hemisferio oriental entre 100°-130°E. En la parte norte: parte del continente euroasiático, en el sur del Océano Índico y Australia Occidental.
Alivio:
Es muy diversa, ya que aquí hay zonas bastante montañosas: la Meseta de Siberia Central, parte del Tíbet y una zona bastante llana en Australia Occidental.
Estructura geológica:
Está representado por casi todas las rocas (principalmente sedimentarias)
En Eurasia, estas son con mayor frecuencia rocas de los grupos Arcaico y Proterozoico de los sistemas Paleozoico, Jurásico, Triásico y Cretácico del grupo Mesozoico. Cuaternario (en el sur de Eurasia).
Australia: Cuaternario, Paleógeno-Neógeno, Cretácico, Sistema Pérmico.
La estructura de la corteza terrestre:
En esta zona, en el norte, existe un límite entre las placas litosféricas euroasiática y norteamericana. Al sur, en dos direcciones, se encuentra el límite de la placa euroasiática con la filipina. En el sur está el límite de las placas Indo-Australiana y Antártica.
En el norte, observamos la divergencia de las placas litosféricas. Luego al sur de la colisión de placas. Y luego la divergencia de las placas litosféricas: Indo-Australiana y Antártica.
Placa Indo-Australiana. Casi toda Australia es una plataforma, la mayor parte de la cual son llanuras. La actividad tectónica es muy lenta, se forman escudos cristalinos. Están asociados con los minerales.
Clima: aquí se presentan todas las zonas climáticas y zonas climáticas: desde el Ártico hasta la zona ecuatorial. La continentalidad del clima aumenta con la distancia al mar.
Eurasia es rica en recursos hídricos; en el norte y en las zonas montañosas, la comida es predominantemente nieve y glaciares. En el oeste de Australia, por el contrario, hay escasez de recursos hídricos y una zona desértica.
La distribución de las zonas naturales es principalmente latitudinal y todas las zonas naturales están representadas, desde los desiertos árticos hasta los bosques ecuatoriales. Estoy presente en la zonificación altitudinal (principalmente en el Tíbet).
Introducción
Capítulo I. ORHIDROGRAFÍA
Capitulo dos. ESTRATIGRAFÍA
Capítulo III. TECTÓNICA
Capítulo IV. HISTORIA DEL DESARROLLO GEOLÓGICO
Conclusión
lista bibliografica
INTRODUCCIÓN
El objetivo del trabajo del curso es aprender a analizar de forma independiente el mapa geológico, que es la base para la búsqueda y exploración de yacimientos minerales. Habilidad para observar objetos geológicos y procesos geológicos.
La tarea para el trabajo final se emitió el 06/09/2007, la fecha límite para el trabajo del curso es el 12/12/2007.
El trabajo del curso se lleva a cabo en la parte norte del mapa geológico educativo No. 13 de la edición de 1971. La escala del mapa es 1:200000, se dibujan curvas de nivel sólidas cada 80 metros. El área del área de estudio es de 643,8 km2. El autor del mapa es A.A. Mossakovsky, los editores del mapa son M.M. Moskvin y Yu.A. Zaitsev.
Al realizar el trabajo del curso, se utilizaron una serie de materiales desarrollados y publicados en USTU.
Las principales tareas del análisis del mapa geológico son las siguientes:
· determinación de la edad de las formaciones ígneas; · determinación de las formas de ocurrencia de todas las rocas; · identificación y caracterización de todas las fallas plegadas y discontinuas con su descripción detallada; · identificación de superficies de discordancia en la sección estratigráfica y análisis de su significado en la historia geológica del área; · identificación de formaciones rocosas características y análisis de su relación con la estructura tectónica y la historia geológica del territorio; · descifrar la historia del desarrollo geológico del área a partir del análisis del mapa geológico, secciones y columna estratigráfica, así como los tipos y edades de las dislocaciones de rocas y los tipos y formas de ocurrencia de las rocas ígneas; · asignación de sitios prometedores para varios minerales, incluidos petróleo y gas. El trabajo del curso fue completado por un estudiante de segundo año del grupo GIS-06 Belykh A.A. Capítulo I. ORHIDROGRAFÍA sección estratigráfica del mapa geológico En el territorio de esta región se distinguen dos tipos de relieve: relieve montañoso (parte occidental) y llano (parte oriental). La marca máxima absoluta - 885 m, se encuentra en el suroeste del mapa estudiado. La marca mínima absoluta es de 580 m, situada en el noreste. La elevación relativa es de 305 m El relieve está dividido por una red fluvial, representada por la cuenca del río Abakan, el río Kiya y sus afluentes Chernavka y Syutik. La red hidroeléctrica del territorio está representada por la cuenca del gran río Abakan, que ocupa la parte sur central del mapa. El río Abakan nace en el lago Shira. Fluye de sur a norte con una longitud de unos 6 km y un ancho de unos 400 m, y luego gira hacia el suroeste con una longitud de 5,5 km y un ancho de 400 ma 1 km. El río Kiya tiene dos afluentes derechos: Chernavka, Syutik. Ambos afluentes fluyen hacia el oeste. La longitud del río Chernavka dentro del mapa es de 20 km y desemboca en el lago Shira, ubicado en el suroeste en la esquina izquierda del mapa en estudio. La longitud del afluente Syutik es de 6 km. En el este del área de estudio, hay dos afluentes más del río Abakan: el Mozhorka y un afluente sin nombre que atraviesa casi toda la parte este del territorio. El río Kiya y sus afluentes tienen un carácter tranquilo, como lo demuestra la ligera pendiente del cauce. En el territorio, casi en la parte central, hay dos lagos: el lago Linevo y el lago Ingol, cuya distancia es de 5 km. El área del lago Linevo es de aproximadamente 1 km2 y el lago Ingol es de 240 m2. Cerca del lago Shira (al oeste), el lago Ashpyl se encuentra a una distancia de 5 km, cuya superficie es de unos 480 m2. Hay dos asentamientos en la región. El pueblo de Gorby se encuentra en la parte oriental, en la margen izquierda del río Majorka (un afluente del Abakan). Shirypovo se encuentra a 11,5 km al norte del asentamiento de Gorby. Gorby y Shirypovo están interconectados por una red de carreteras. No hay vías de tren. En el oeste se encuentra la granja estatal Krutoyarsky. Capitulo dos. ESTRATIGRAFÍA Las rocas de los eratemas Paleozoico y Mesozoico participan en la estructura geológica del territorio del mapa. Las formaciones paleozoicas ocurren monoclinalmente, casi paralelas. El espesor total del tramo estudiado es de 12400 m. Erathema paleozoico - PZ Los depósitos paleozoicos en el territorio del mapa no son ubicuos y están expuestos en la parte occidental de la hoja. El eratema paleozoico está representado por el sistema rocoso del Devónico y el Carbonífero. Devónico - D El sistema Devónico se estableció en el territorio estudiado en el volumen de las secciones inferior, media y superior. El espesor de los depósitos del Devónico es de 8170 m. Serie Byskar - D1-2bsk Las rocas de la Serie Byskar están expuestas en el mapa en las partes noroeste y suroeste de la hoja. La discordancia está cubierta por rocas de la Formación Toltakov (discordancia angular). La serie está compuesta: en la parte superior - porfiritas andesíticas, brechas volcánicas y tobas de la misma composición, horizontes subordinados, compuestos por porfiritas basálticas; en la parte media - paquetes característicos de areniscas tobáceas de color marrón rojizo; en la parte inferior - pórfido de cuarzo, albitófiro, ortófiro, ignimbrita y toba félsica. El espesor es de 3800 m. Formación Toltakov - D2tl Las rocas de la Formación Tol'takovskaya están expuestas en la mitad oeste central y sur de la hoja en el territorio del mapa. Las rocas están arrugadas en un pliegue. Las rocas de la Formación Toltakovskaya están superpuestas conformemente por las rocas de la Formación Saragashskaya y superpuestas discordantemente a las rocas de la Serie Byskarskaya. La Formación Toltakovskaya está compuesta de areniscas, limolitas y conglomerados de capas cruzadas de color rojo y púrpura. El espesor es de 200-400 m. Formación Saragash - D2sp Las rocas de la Formación Saragash están expuestas en el mapa en las partes suroeste, central y noroeste de la mitad occidental de la hoja. Consistentemente se superponen con rocas de la Formación Bey y se superponen de manera conforme a las rocas de la Formación Toltakovskaya. La Formación Saragash está compuesta de areniscas, limolitas, margas y calizas de color gris amarillento. El espesor es de 150-420 m. Formación Bey - D2bs Las rocas de la Formación Bey en el territorio del mapa están expuestas en las partes suroeste, central y noroeste de la mitad occidental de la hoja. En consecuencia, se superponen con las rocas del escenario de Frasnian de la suite Oidanovskaya y, según ellos, se superponen a las rocas de la suite Saragash. La Formación Bey está compuesta de calizas con capas intermedias de areniscas grises, limolitas, lutitas y margas. El espesor de la capa es de 130-400m. Sección superior - D3 La sección superior del sistema Devónico se identifica en su totalidad y está representada por las etapas de Frasnian y Famennian. Formación Oidanovskaya - D3od Las rocas de la Formación Oidanovskaya están expuestas en el mapa en las partes suroeste, central y noroeste de la mitad occidental de la hoja. En consecuencia, se superponen con las rocas de la suite Kokhai y yacen conformemente sobre las rocas de la suite Bey. La suite Oidanovskaya está compuesta de areniscas y limolitas cruzadas rojas y moradas, con menos frecuencia argelitas. El espesor es de 150-750 m. Formación Kohai - D3kh Las rocas de la Formación Kokhai en el territorio del mapa están expuestas principalmente en la parte central de la mitad occidental de la hoja. En consecuencia, están superpuestos por las rocas de la etapa Famennian de la Formación Tuba y se superponen de manera conforme a las rocas de la Formación Oidanovskaya. La Formación Kokhai está compuesta de lutitas y limolitas rojas y verdes con capas delgadas de calizas y areniscas grises. El espesor es de 100-600 m. Formación Tubin - D3tb Las rocas de la Formación Tuba en el territorio del mapa están expuestas en la parte central de la hoja. En consecuencia, se superponen con las rocas de la suite Bystryanskaya de la parte inferior del sistema Carbonífero de la etapa tournaisiana y, según ellos, se superponen a las rocas de la suite Kohai. La Formación Turbinsky está compuesta de areniscas rojas, limolitas y lutitas con capas intermedias de grava caliza y conglomerados. El espesor es de 250-800 m. sistema carbonífero El sistema Carbonífero se distingue en el volumen de la sección inferior. El espesor de los depósitos es de 1930 m. Sección inferior - C1 En la parte inferior del sistema Carbonífero, se distingue completamente y está representado por las etapas de Tournaisian, Visean y Namurian. Formación Bystryanskaya - С1bs Las rocas de la Formación Bystryanskaya en el territorio del mapa están expuestas en las partes sur, central y norte de la mitad occidental de la hoja. Consistentemente se superponen con las rocas de la suite Altai y yacen de manera conformable sobre las rocas de la suite Turbine. La Formación Bystryanskaya está compuesta por areniscas de toba de color marrón amarillento, tobas de areniscas y calizas. El espesor es de 150-400 m. Formación Altai - С1al Los pordos de la Formación Altai en el mapa están expuestos en la parte sur de la mitad occidental de la hoja. En consecuencia, están superpuestos por las rocas de la Formación Nadaltai y yacen de manera conformable sobre las rocas de la Formación Bystryanskaya. La Formación Altai está compuesta de tufitas púrpuras y amarillas, areniscas de toba, areniscas y calizas. El espesor es de 180 m. Formación Nadaltay - С1nal Las rocas de la Formación Nadaltai en el territorio del mapa están expuestas en la parte sur de la mitad occidental de la hoja. Se superponen con las rocas de la suite Samokhvalskaya y se superponen constantemente a las rocas de la suite Altai. La Formación Nadaltai está compuesta por areniscas de toba gris, tufitas y calizas. El poder es de 160m. Formación Samokhval - С1sm Las rocas de la Formación Samokhval en el territorio del mapa están expuestas en la parte sur de la mitad occidental de la hoja. Están cubiertos de manera discordante por las rocas del conjunto carbonífero inferior del sistema Jurásico de la sección inferior y se superponen de manera concordante a las rocas del conjunto Nadaltai. La Formación Samokhvalskaya está compuesta de areniscas de toba verde y tobas con capas subordinadas de gravas y calizas. El espesor es de 390 m. Erathema mesozoico - MZ Los depósitos mesozoicos en el mapa no son ubicuos y están expuestos en la parte este de la hoja. El eratema mesozoico está representado por el sistema rocoso del Jurásico y Cretácico. Jurásico - yo El sistema Jurásico se destaca en su totalidad las secciones inferior, media y superior. El espesor de los depósitos es de 1700 m. Sección inferior - I1 Representado por la suite carbonífera inferior. Suite carbonífera inferior - I1 Suite central sin carbón - I2 Las rocas del conjunto medio sin carbón en el territorio del mapa están expuestas en la parte este del mapa con un rumbo de noreste a suroeste. Cubierto discordantemente por las rocas del conjunto carbonífero superior y superpuesto discordantemente a las rocas del conjunto libre de carbón medio. La formación media sin carbón está compuesta por arenas arcillosas grises, areniscas sueltas y limolitas. El espesor es de 500 m. Suite carbonífera superior - I3 Las rocas del conjunto carbonífero superior en el territorio del mapa están expuestas en la parte este del mapa con un rumbo noreste-suroeste. Están superpuestos de manera conforme por las rocas de la Formación Altash de la parte inferior del sistema Cretácico de la Etapa Valanginiana y superpuestos de manera discordante a las rocas de la Formación Sin Carbón Media. El conjunto carbonífero superior está compuesto de arenas arcillosas grises y areniscas con capas intermedias de limolitas y arcillas, en la parte inferior, capas intermedias y lentes de carbones marrones. El poder es de 500m sistema cretácico - K El sistema Cretácico no está completamente identificado en la sección inferior. El espesor de la sección inferior en las etapas Valanginiana y Hauteriviana es de 600 m. Formación Altash - K1al Las rocas de la Formación Altash en el territorio del mapa están expuestas en la parte sureste central del mapa. En consecuencia, están superpuestos por las rocas de la suite Shestakovskaya y se encuentran de manera conformable sobre las rocas de la suite carbonífera superior. La Formación Altash está compuesta de arcillas rojas, limolitas grises y margas con capas intermedias de arena. El espesor es de 400 m. Formación Shestakovskaya - K1sch Las rocas de la Formación Shestakov en el territorio del mapa están expuestas en la parte este del mapa. En consecuencia, yacen en las rocas de la suite Altash. La Formación Shestakovskaya está compuesta por arenas grises con lentes de areniscas calcáreas. El espesor es de 200 m. Cuaternario - Q Los depósitos cuaternarios QIV están representados por depósitos modernos. Arenas y guijarros aluviales. Los depósitos cuaternarios QIII2 están representados por depósitos del Cuaternario Superior. Depósitos aluviales de la segunda terraza inundable: arenas, guijarros. Capítulo III. TECTÓNICA En términos tectónicos, el área de estudio se ubica en el territorio de un área plegada. De acuerdo con los resultados de los análisis del mapa geológico, columna estratigráfica, sección geológica, se pueden distinguir dos etapas estructurales: 1) D1-2bsk - C1sm; 2) I2 - K1sch. Como parte del primer piso estructural, se pueden distinguir dos niveles estructurales. Como parte del segundo piso, se puede distinguir un nivel estructural con discrepancias menores. Primer piso. capa estructural inferior. La etapa estructural inferior está compuesta principalmente por rocas volcánicas: brechas volcánicas, tobas y otras rocas de actividad volcánica. De esto podemos concluir que durante este período hubo una etapa máxima explosiva de actividad volcánica. Las rocas de esta etapa salen a la superficie en las partes noroeste, central, suroeste y sureste de la lámina. Separado en el volumen de la serie Byskar. Las rocas del nivel inferior se arrugan en dulzura. El primer pliegue se encuentra en el suroeste. El ancho aparente del pliegue es de aproximadamente 1 km y la longitud es de 7 km. Extendiéndose de oeste a este. El tipo de pliegue es anticlinal, según la relación de los ejes - lineal. El núcleo incluye rocas de la serie Byskar. En las alas de las rocas del sistema Devónico medio y tardío. El pliegue es asimétrico, porque los ángulos de incidencia son diferentes en las alas. El segundo pliegue está ubicado en la parte central de la hoja en el oeste. Las rocas de la Serie Byskar también están plegadas. El pliegue tiene aproximadamente 1 km de ancho y 3 km de largo. El tipo de pliegue es anticlinal, según la relación de los ejes - braquimórfico. La composición de las alas incluye rocas del sistema Devónico medio y tardío. El pliegue es asimétrico, porque los ángulos de incidencia son diferentes en las alas. El tercer pliegue está ubicado en la parte noroeste de la hoja en el oeste. El núcleo del pliegue contiene rocas de la serie Byskar. El ancho aparente del pliegue es de unos 7 km, y la longitud es de 13 km. El tipo de pliegue es anticlinal, según la relación de los ejes - lineal. En las alas hay rocas del sistema Devónico medio y tardío. El pliegue es asimétrico. Capa estructural superior. La etapa estructural superior está compuesta por sedimentos carbonatados terrígenos. El escenario se formó en condiciones continentales. El escenario está representado en el volumen de las formaciones Toltakovskaya, Saragashskaya, Beyskaya, Oidanovskaya, Kokhaiskaya, Tubinskaya, Bystryanskaya, Altai, Nadaltaiskaya y Samokhvalskaya. Los depósitos que componen este conjunto, en su mayoría rocas, están expuestos en toda la parte occidental. Hay actividad volcánica en el período Carbonífero, que está representada por areniscas de toba. Las rocas de este escenario están arrugadas en pliegues. El cuarto pliegue se encuentra en la parte central occidental de la hoja. El pliegue es anticlinal. El núcleo contiene rocas de la Formación Toltakov, que son braquimórficas en términos de la relación de los ejes. El pliegue es asimétrico y quebrado por una falla con una falla. Las alas del pliegue son rocas del sistema Devónico medio. El quinto pliegue se encuentra en la parte central norte de la hoja. El pliegue es anticlinal, braquimórfico en relación a los ejes. El núcleo contiene rocas de la Formación Tol'takov. En las alas hay rocas del sistema Devónico medio y tardío. El pliegue es asimétrico. La longitud del pliegue es de 1 km, el ancho es de 1 km. Segunda planta. La etapa estructural está compuesta principalmente por sedimentos terrígenos. Este piso muestra dos pequeños quiebres de sedimentación en la parte este. Los depósitos que componen este piso se distribuyen en la parte este de la lámina. Las rocas de esta etapa no forman estructuras plegadas. Capítulo IV. HISTORIA DEL DESARROLLO GEOLÓGICO Es posible restaurar el desarrollo geológico de este territorio desde principios del Devónico. A lo largo de la época de Byskar, el territorio era una parte costera de la cuenca del mar. La sedimentación continuó acumulándose hasta el final del tiempo de Byskar, con la acumulación de sedimentos de tipo volcánico. Hay actividad volcánica aquí. Al final de la época de Byskar, este territorio se elevó a una zona donde no se produjo sedimentación. Además, el territorio experimentó vibraciones negativas de la corteza terrestre. En la época de Toltakov, el territorio era una cuenca marina. En ese momento se acumularon sedimentos terrígenos. En la época Saragash del Devónico Medio, el territorio era una cuenca marina de poca profundidad, donde se acumulaban sedimentos terrígenos con fauna marina. En la época Beyan del Devónico medio, el territorio también representó una cuenca marina de poca profundidad, donde se acumularon sedimentos terrígeno-carbonatados con restos de fauna marina. Luego hay un ligero hundimiento del fondo de la cuenca del mar. En época oidaniense, el territorio era una cuenca marina de escasa profundidad, donde se calentaban sedimentos terrígenos. En la época Kohai del Devónico tardío, el territorio era una cuenca marina. Aquí se acumulan sedimentos terrígeno-carbonatados con abundante fauna marina. En la época Tuba del Devónico tardío, el territorio era una cuenca marina. Sedimentos de composición terrígeno-carbonatada con fauna marina acumulados aquí. En la época de Bystryanka del Carbonífero Temprano, el territorio era una cuenca marina de profundidad media. Sedimentos con capas intermedias de areniscas y calizas con fauna marina acumulada aquí. En la época de Altai del Carbonífero Temprano, el territorio era una cuenca marina. Aquí tuvo lugar una sedimentación volcánica, terrígeno-carbonácea. Aquí se observa activación volcánica, evidenciada por la acumulación de sedimentos volcánicos. En la época supra-Altai, el territorio pasó a representar la parte costera de la cuenca del mar con pequeñas extensiones de tierra. Aquí se acumularon sedimentos de carbonato volcánico. En la época de Samokhval, ocurrió una ligera transgresión del mar. El territorio pasó a representar una cuenca marina de poca profundidad. Aquí se acumulan sedimentos volcánicos con intercalados de gravas y calizas con fauna marina. Luego hay una regresión, una gran ruptura en la sedimentación. Se observa estabilidad tectónica, se ha establecido un régimen continental, que existió hasta el Jurásico Inferior. En el Jurásico Temprano, el territorio era una tierra baja, donde se acumularon sedimentos terrígenos con capas intermedias de lignito. Después del Jurásico Temprano, hay una ligera ruptura en la sedimentación en la parte oriental. En el Jurásico Medio, el territorio también era tierra baja. Aquí se acumularon sedimentos terrígenos. Más adelante en la parte oriental hay una ruptura en la sedimentación y el territorio era una tierra alta. En el Jurásico Superior, el área era tierra baja. Aquí se acumularon sedimentos terrígenos con intercalaciones de lignito. En la época de Altash del Cretácico Inferior, el territorio era una parte costera de la cuenca marina. Sedimentos de carbonato terrígeno con capas intermedias de arena acumuladas aquí. En la época shestakoviana del Cretácico Inferior, el territorio se convirtió en una cuenca marina de poca profundidad (laguna). Predominan las arenas con lentes de areniscas calcáreas acumuladas aquí. CONCLUSIÓN Como resultado del trabajo del curso: aprendimos identificar tipos de superficies de discordancia, analizar su importancia para la historia geológica de un territorio determinado; Como resultado del trabajo de curso se realizó un análisis del mapa geológico educativo No. 13 y se llegó a las siguientes conclusiones: En el territorio de esta región se distinguen dos tipos de relieve: relieve montañoso (parte occidental) y llano (parte oriental). El relieve está diseccionado por una red fluvial, representada por la cuenca del río Abakan, el río Kiya y sus afluentes Chernavka y Syutik. Como resultado se encontró que rocas de los eratemas Paleozoico y Mesozoico intervienen en la estructura geológica del territorio estudiado. El Paleozoico está representado por los sistemas Devónico, Carbonífero y Jurásico. El Mesozoico está representado por el sistema Cretácico. En términos tectónicos, el área de estudio se encuentra en la etapa de desarrollo geosinclinal tardía. De acuerdo con los resultados de los análisis del mapa geológico, columna estratigráfica, sección geológica, se pueden distinguir dos etapas estructurales: 1) D1-2bsk - C1sm; 2) I2 - K1sch. Las rocas de los eratemas Paleozoico y Mesozoico participan en la estructura geológica del territorio del mapa. Las formaciones paleozoicas ocurren monoclinalmente, casi paralelas. El espesor total del tramo estudiado es de 12400 m. REFERENCIAS 1. Gavrilov V.P. - Geología general y geología de la URSS: Libro de texto para universidades. - M.: Nedra, 2009. - 328 pág. Minova NP, Plyakin A.M. Construcción y análisis de mapas geológicos; directrices - Ukhta, USTU: 2011 Mikhailov A.E. Trabajo de laboratorio sobre geología estructural, geomapeo y métodos de teledetección; edición Seno , 1988 Mikhailov A.E. Geología estructural y mapeo geológico.; edición Seno año 2014 Yubelt R., Schreiter P. Determinante de rocas; edición Paz M: -1977