Структурная геологія одне із вариантов

1. ЗАПРОВАДЖЕННЯ.

Курсової проект підбиває підсумки вивчення найважливішої частини курсу структурної геології, присвяченій формам залягання гірських порід і способам їх зображення на геологічних і тектонічних картах і розрізах. Він сприяє розвитку вміння вільного читання геологічних карток і использованиясобранного матеріалу для різнобічного теоретичного аналізу. Основна мета курсової роботи закріпити знання з структурної геології і розвинути придбані навички аналізу геологічної карта народження і карти тектонічної структури.

Робота переслідує також мета навчити використовувати дані геологічної картки цілого ряду узагальнень. Для аналізу геологічних карт треба вміти визначати вікову послідовність осадових, метаморфических і магмаческих гірських порід і можливість установити форми їх залягання; виявити і побачити види поверхонь незгод, проаналізувати їх значення для геологічної історії цій території; виділити найхарактерніші формації гірських порід і проаналізувати їх зв’язку з тектонічної структурою і геологічної історією; з урахуванням віку, складу і потужностей виділених стратиграфических підрозділів, і їх змін по простиранию, і навіть з урахуванням аналізу тектонічної структури встановити головні структурні елементи району й дати його тектонічна районування; вміти визначити склад парламенту й вік магматичних утворень, і навіть встановити, якої тектонічної епосі ставляться магматичні комплекси досліджуваної території; вміти описати тектоническую структуру і визначити головні етапи її формування; проаналізувати геологічну історію району й зробити основні висновки про закономірності і взаємозв'язках найважливіших геологичческих подій, залучаючи знання, отримані з курсів історичної і структурної геології.

За позитивного рішення поставлених питань використовується ряд методів: аналіз геологічних кордонів на карті, историко-геологический і палеотектонические методи, аналіз послідовності нашарування, метод аналізу перерв і незгод, метод вивчення фаций, метод вивчення потужностей, формаційний аналіз стану та інші методи. Аби вирішити перелічених вище завдань аналізується навчальна геологічна карта (18, виконана масштабу 1:200 000. Рельєф зображений горизонталями, проведеними через 20 метрів, що дозволяє у тому малому масштабі досить докладно вивчити рельєф даної территории.

Площа досліджуваної території становить 1245 км².

2. РЕЛЬЄФ І РІЧКОВА МЕРЕЖА.

На території даного району виділяють один тип рельефаравнинный.

Максимальна абсолютна позначка близько 413 м Мінімальна абсолютна позначка близько 280 м Відносне перевищення становить -133 м Рівнинний рельєф захоплює територію карти. Рельєф приурочена до виходам порід протерозойского, кембрійського, ордовикского, кам’яновугільного, пермського і навіть неогенового вікових груп. Вододіли орографически виражені трохи зле, як невисоких пагорбів, те що схилів яких утворюють неясно виражені вододільні лінії. основні напрями вододілів відбуваються у північного заходу на південь по простиранию порід. На досліджуваної площі ріка Кзылсу протікає із заходу на південь, ще эта-же ріка Кзылсу з’являється у південно-східному розі карти (містечко Айсары).

За формою розташування у плані ріка і його притоки утворюють пір'ястий малюнок, а головні притоки загалом створюють паралельний малюнок. Притоки протікають у північно-східному і південно-західному напрямах.

По співвідношенню із геологічною будовою району головна долина річки Кзылсу є і неструктурной і структурно-обусловленной це й належить до повздовжньому типу річкових долин, головні притоки до поперечному типу, а другорядні до диагональному типу. Судячи з перевищення, що становить приблизно 20 м на 8−12 км, ріка Кзылсу належить до равнинному типу. У долині ріки та її приток формуються алювіальні відкладення представлені мелкои среднеобломочным матеріалом, що дає підстави припускати про невисокою швидкість руху потока, кроме цього у аллювии зустрічається торф, що дозволяє будувати висновки про заболачивании за умов рівнинного рельефа.

3. СТРАТИГРАФІЯ.

На досліджуваної території набули поширення породи протерозойской, кембрийской, ордовикской, девонской, кам’яновугільної, пермської і навіть неогеновой систем.

3.1.ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ СИСТЕМА.

Виходи порід даної системи перебувають у північно-східній частини карти, ще протерозойские відкладення оголюються загалом перебігу припливу Улькаяк, що у 6 кілометрів від селища Теколи, виходячи з під молодших порід невеликим ділянкою, очевидно ці породи утворюють тектонічна окно. На аналізованої території протерозой предсгавлен лише нижнім відділом і включає у собі три почту карасуйскую, чингизскую і озерновскую. Взаимоотношение з подстилающими породами з’ясувати неможливо т.к. є найдавнішими на представленої карте.

3.1.1.Карасуйская почет Відкладення даної почту поширені лише з ділянці виходів протерозою в північно-східній частини карти у районі міста Айсары, з відривом 1 км на захід від озера Улукуль, в 1.5 кілометрів від селища Караколь, і навіть з відривом 10 кілометрів від селища Караколь. Породы слагающие карасуйскую почту представлені мусковитовыми гнейсами, биотитовыми сланцями і амфиболитами. Так як у цій території є найбільш древними, взаимоотношения з нижележащими породами не встановлено. Загальна потужність відкладень почту перевищує 1800 метров.

3.1.2.Чингизская почет.

Відкладення чингизской почту не більше району розвинені один кілометрів від міста Айсары, у районі озера Улукуль і селища Караколь на чотири км на схід від селища Озерне. Представлені серицитовыми сланцями, рожевими кварцитами, окварцованными мраморами. Загальна потужність відкладень почту становить 1500 метров.

3.1.3.Озерновская почет.

Породи даної почту розвинені на аналізованої території у 3 км на захід від міста Айсары, у два кілометрів від озера Улукуль крім того виходять на поверхню у вже згадуваному вище тектоническом вікні. Представлений чорними глинистыми і полосчатыми кварцитовыми сланцями. Загальна потужність відкладень почту перевищує 1500 метров.

2.КЕМБРИЙСКАЯ СИСТЕМА.

Породи кембрійської системи на аналізованої карті представлені лише верхнім отделом. Кембрий поруч із породами ордовикского віку утворюють систему лінійних складок мають простягання із Заходу на юго-восток.Отложения кембрійської системи виходять поверхню в розмитих ядрах антиклинальных складок, кое-где той процес зайшов так далеко, что на денну поверхню виходять породи протерозою (вище згадуване тектонічна вікно). Взаємини описуваної системи з подстилающимипородаминесогласное, повсейвидимости, структурное (т.к.степень складчатости порід протерозою і кембрію разная).Кроме того даної карті можна назвати стратиграфическое незгоду (з розтину випадають відкладення верхнього протерозоя, нижнего й середнього кембрію). (рис. 1).Породы верхнього кембрію на аналізованої карті представлені червоними і чорними яшмами, яшмо-кварцитами, диабазами, в основании-гравийные конгломерати і песчаники. Мощность становить 1000 метрів.

3.ОРДОВИКСКАЯ СИСТЕМА.

Породи титонского ярусу відповідно до залягають на відкладеннях кимеридского ярусу (рис. 2). Він складний глинисто-песчанисто-карбонатным флишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 615 метров.

3.1.2. Крейдова система.

Крейдова система поширена півночі Любецького району. Представлена неокомским надъярусом, аптским і альбским ярусами нижнього крейди. Загальна потужність відкладень системи становить 1680 метрів.

3.1.2.1. Неокомский надъярус (K1nc).

Відкладення неокомского надъяруса залягають на породах титонского ярусу зі стратиграфическим незгодою (з розтину випадають породи готеривского і барремского ярусів) (рис. 3). Представлений бурими битуминозными аргиллитами із рідкими прослоямипесчаников. Загальна потужність відкладень надъяруса становить 500 метров.3.1.2.2. Аптский ярус (K1a).

Породи аптского ярусу залягають з тектонічним незгодою на нижележащих породах (рис. 4). Представлений пестроцветными аргиллитами, чередующимися з мергелями і песчаниками. Загальна потужність відкладень ярусу становить 420 метров.

3.1.2.3. Альбский ярус (K1al).

Відкладення альбского ярусу залягають з тектонічним незгодою на подстилающих породах (рис. 5). Представлений песчано-глинистым флишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 760 метров.

3.2. Ковачский район.

Відкладення ковачского району поширені цій території як смуги, протягивающейся від південно-західного краю карти східного краю. На території Ковачского району набули поширення пороы верхнемеловой, палеогеновой і неогеновой систем, складені карбонатно-терригенным флишем, і навіть эвапаритовыми формаціями.

3.2.1. Крейдова система. Відкладення крейдової системи поширені території району. Представлені аптским і альбским ярусами нижнього відділу, сеноманским ярусом, сенонским надъярусом і датським ярусом верхнього відділу. Загальна потужність відкладень системи становить 3800 метрів.

3.2.1.1. Нижній відділ. Представлений аптским і альбским ярусами. Загальна потужність відкладень відділу становить 1200 метрів.

3.2.1.1.1. Аптский ярус (K1ap). Породи аптского ярусу біля району поширені повсюдно. Виходів на денну поверхню немає, оскільки є древнім. Взаємини із подстилающими породами не встановлено. Складний пестроцветными аргиллитами чередующимися з мергелями і песчаниками. Загальна потужність відкладень ярусу становить 400 метров.

3.2.1.1.2. Альбский ярус (K1al). Відкладення альбского ярусу поширений по всій території району, немає виходів на денну поверхню немає. З аналізу стратиграфической колонки видно, що він відповідно до залягає на породах аптского ярусу. Складний песчанисто-глинистымфлишем. Загальна потужність відкладень ярусу становить 800 метрів.

3.2.1.2. Верхній відділ. Поширений по всій території району. Представлений сеноманским ярусом, сенонским надъярусом і датським ярусом. Загальна потужність відкладень відділу становить 2600 метрів.

3.2.1.2.1. Сеноманский ярус (K2cm). Відкладення сеноманського ярусу поширені території району, але виходів на денну поверхню немає. Відповідно до залягають на породах альбского ярусу нижнього крейди. Складено відкладеннями кам’яною солі, соленосными глинами і песчаниками. Общая потужність відкладень ярусу становить від 1000 до1500 метров.

3.2.1.2.2. Сенонский надъярус (K2sn). Породи сенонского надъяруса залягають на породах сеноманського ярусу зі стратиграфическим несогласим (т.к. з розтину випадають відкладення туронского ярусу). Складено крупнозернистыми песчаниками з прослоями аргилитов і мергелів. Загальна мощностьотложений ярусу становить 600 метров.

3.2.1.2.3. Датський ярус (K2d). Відкладення датського ярусу поширені території району. Мають оголення як вузьких смуг північно-східного простирания. Складено чередующимися алевролитами і аргиллитами. Загальна потужність відкладень ярусу становить 500 метров.

3.2.2. Палеогеновая система. Палеогеновая система поширена території району й представлена палеоценом, эоценом, олигоценом. Загальна потужність відкладень системи 1500 метрів. Представлена терригенно-карбонатными відкладеннями.

3.2.2.1. Палеоцен (Р1). Відкладення палеоцена поширені території району. Залягають на нижележащих породах з тектонічним незгодою (рис. 6). Складено песчаниками з прослоями рожевих мергелів, аргиллитов і конгломератів. Загальна потужність відкладень составляет700 метров.

3.2.2.2. Эоцен (Р2). Породи эоцена поширені території району. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Складний мергелями з прослоями аргиллитов. Загальна потужність відкладень становить 500 метров.

3.2.2.3. Олигоцен (Р3). Відкладення олигоцена поширені території району. Відповідно до залягають на породах эоцена. Складено вапняками з прослоями гіпсів і доломітів. Загальна потужність відкладень становить 300 метров.

3.2.3. Неогеновая система.3.2.3.1. Гельветский і тортонский ярусу (N1h+t). Відкладення неогеновой системи біля району мають локальне поширення. Представлені об'єднаними гельветским і тортонским ярусами міоцену. Залягають на породах олигоцена з паралельним незгодою (за даними стратиграфической колонки).Сложены конгломератами з прослоями пісковиків. Загальна потужність відкладень ярусів становить 300 метров.

3.3. Неринский район. Відкладення неринского району мають найбільшого поширення і як розташовані у частині карти, витягаючи з заходу на северо-восток.На території Неринского району виходи поверхню отримали лише породи неогеновой системи, однак у його геологічному будову беруть участь як і відкладення крейдової і палеогеновой систем. Представлений карбонатно-глинистыми відкладеннями. Загальна потужність відкладень у районі становить 2400 метрів. 3.3.1. Крейдова система. Породи крейдової системи виходів на поверхню немає. Представлені готеривским, барремским, аптским ярусами нижнього відділу. Загальна потужність відкладень системи становить 150 метров.3.3.1.1. Готеривский ярус (K1h). Породи готеривского ярусу поширені території району, але виходів на поверхню немає. Бо вони є найдавнішими, то стосунки з нижележащими породами не встановлено. Складено сірими мергелями. Загальна мощностьотложений ярусу становить понад 60 метров.3.3.1.2. Барремский ярус (K1b). Відкладення барремского ярусу поширені території, але виходів на поверхню немає. Відповідно до залягають на породах готеривского ярусу. Складено вапняками з лінзами кременів. Загальна потужність відкладень 55 метров.3.3.1.3. Аптский ярус (K1ap). Породи аптского ярусу поширені території району, але виходів на поверхню немає. На породах барремского ярусу залягає відповідно до. Складено зелено-серыми мергелями. Загальна потужність відкладень ярусу становить 35 метров.3.3.2. Палеогеновая система. На території району поширена повсюдно, але виходів на денну поверхню немає. Представлена палеоценом, эоценом і олигоценом. Загальна потужність відкладень становить 155 метров.

3.3.2.1. Палеоцен (Р1). Породи палеоцена біля району поширені повсюдно, але виходів на денну поверхню немає. Залягають на розмитою поверхні порід аптского ярусу нижнього крейди, що доводить наявність стратиграфического незгоди між этимипородами. Складний песчаниками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 25 метров.

3.3.2.2. Эоцен (Р2). Відкладення эоцена поширені повсюдно, але виходів на поверхню немає. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Представлені вапняками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 30 метров.

3.3.2.3. Олигоцен (Р3). Породи олигоцена поширені території району, але виходів на денну поверхню немає. Вони відповідно до залягають на породах эоцена. Складено доломитами чередующимися з гипсами. Загальна потужність відкладень становить 550 метрів. 3.3.3. Неогеновая система. Неогеновая система поширена території району. Представлена миоценом і плиоценом. Загальна потужність відкладень системи становить 2100 метров.

3.3.3.1. Міоцен. Відкладення міоцену поширені території району. Представлені нерасчлененными гельветским і тортонским, сарматським і мэотическим ярусами. Загальна потужність відкладень становить 1270 метров.

3.3.3.1.1. Гельветский і тортонский ярусу (N1h+t). Породи гельветского і тортонского ярусів поширені території району, але виходів на денну поверхню немає. Залягають на розмитою поверхні відкладень олигоцена. Складено песчаниками з прослоями алевролитов і мелкогалечныхконгломератов. Загальна потужність відкладень ярусів становить 550 метров.

3.3.3.1.2. Сарматський і мэотический ярусу (N1s+m). Відкладення сарматського і мэотического ярусів поширені території району, але виходів на поверхню немає. На породах гельветского і тортонского ярусів залягають відповідно до. Складено песчаниками з прослоями алевролитов і бурих вугілля. Загальна потужність відкладень становить 720 метров.

3.3.3.2. Пліоцен. Пліоцен поширений по всій території району. Представлений понтическим і кіммерійським ярусами. Загальна потужність відкладень становить 830 метров.

3.3.3.2.1. Понтический ярус (N2pn). Породи понтического ярусу поширені території району й виходять поверхню як ядер антиклиналей. Відповідно до залягають на породах об'єднаних сарматського і мэотического ярусів (за даними стратиграфической колонки). Сложеныаргиллитами з прослоями пісковиків. Загальна потужність відкладень становить 450 метров.

3.3.3.2.2. Кимериджский ярус (N2k). Відкладення кімерійського ярусу поширені повсюдно біля району. На породах понтического ярусу залягають відповідно до (рис 7.) Вони складено песчаниками і алевролитами. Загальна потужність відкладень становить 380 метров.

3.4. Трубачский район. Відкладення Трубачского району поширені північному заході досліджуваної території. Представлені породами крейдової і палеогеновой системами, залегающими без кутових, і тектонічних незгод (рис 8). Загальна потужність відкладень 230 м.

3.4.1. Крейдова система. Крейдова система поширена території району. Представлена нижнім відділом. Ярусама нижнього відділу залягають між собою відповідно до. Загальна потужність відкладень системи становить 129 метров.

3.4.1.1. Нижній отдел.3.4.1.1.1. Готеривский ярус (K1h). Відкладення готеривского ярусу поширені території району. Бо вони є найдавнішими, то стосунки з нижележащими породами не встановлено. Складено сірими мергелями з прослоями пісковиків і зелено-серых песчанистыхмергелей. Загальна потужність відкладень ярусу становить понад 40 метров.3.4.1.1.2. Барремский ярус (K1b). Породи барремского ярусу поширені території района. Сложены білими толстослоистыми вапняками з прослоями і лінзами кременів. Загальна потужність відкладень 55 метров.

3.4.1.1.3. Аптский ярус (K1ap). Відкладення аптского ярусу поширені території району. Складено зеленими мергелями. Загальна потужність відкладень ярусу становить 34 метра.

3.4.2. Палеогеновая система. На території району поширена повсюдно. Представлена палеоценом, эоценом і олигоценом. Загальна потужність відкладень становить 101 метр.

3.4.2.1. Палеоцен (Р1). Породи палеоцена біля району поширені повсюдно. Вони залягають на розмитою поверхні відкладень аптского ярусу нижнього крейди, що доводить наявність стратиграфического незгоди. Складний крупнои среднезернистыми песчаниками спрослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 23 метра.

3.4.2.2. Эоцен (Р2). Відкладення эоцена поширені повсюдно. Відповідно до залягають на породах палеоцена. Представлені ясно-сірими вапняками з прослоями глин. Загальна потужність відкладень становить 23 метра.3.4.2.3. Олигоцен (Р3). Породи олигоцена поширені території району. Відповідно до залягають на породах эоцена. Складено доломитами чередующимися з гипсами. Загальна потужність відкладень становить 55 метров.4. ТЕКТОНІЧНА БУДОВА РАЙОНА. Описувана територія включає у собі область розвитку кайнозойской (альпійської) складчатости що у вигляді ядра антиклинория, крайового прогину та прилеглій щодо нього платформи, розділених між собою розривними порушень. У дальнейшемописание ведеться за окремим тектонічним областям.

4.1. платформа. З аналізу карти цьому районі можливо оцінити лише платформенный чохол, т.к. даних про фундаменті відсутні. Виходи порід платформного чохла спостерігаються в в північно-західній частині досліджуваної території у межах Трубачского району. Породыформировались за умов платформного режиму і складено карбонатно-терригенными і эвапоритовыми формаціями, залегающими горизонтально чи субгоризонтально із наступними характерними для платформного чохла малими потужностями не перевищують 200 м. Разрывныенарушения не більше платформного чохла відсутні. На півдні відокремлюється разрывным порушенням I порядку (скиданням) від зовнішньої частини крайового прогиба.

4.2. Крайовий прогин. Крайовий прогин цій галузі по стратиграфическим і тектоничеким розбіжностям можна підрозділити на зовнішню і внутрішню частини. Слагающие їх формації притаманні орогенной области.

4.2.1. Зовнішня частина крайового прогину Зовнішня частина крайового прогину лежить у центральній частині досліджуваної території у межах Неринского району. У його будову можна назвати дві структурно-формационные області, які характеризуються різними геотектоническими режимами. Наплатформенном чохлі, складеним вищеописаними породами з кутовим незгодою залягають породи неогенового віку, зім'яті в слабовыраженные брахиформные складки. Породи гельветского і тортонского ярусів утворюють флексуры. З півночі і півдня зовнішня частина крайового прогину обмежена розривними порушеннями. З півночі відокремлюється від платформи скиданням з кутом падіння сместителя 70 град., нахиленого в південно-східному напрямі. Блок крайового прогину опущений. Усередині внешнейчасти крайового прогину проходить розрив I порядку, классифицирующийся як сбросо-сдвиг. По карті визначити горизонтальну складову зсуву неможливо, але може бути він стався у південно-західному напрямі. Поверхностьсместителя нахилена в південно-східному напрямі. Кути падіння поверхні сместителя змінюються від 70 до 75 град. З півдня на зовнішню частина крайового прогину насунута внутрішня частина, відділяючись розривом I порядку (надвигом).

4.2.2. Внутрішня частина крайового прогину Внутрішня частина крайового прогину лежить у південній частині досліджуваної території у межах Ковачского району. У його будову беруть участь породи мел-палеоген-неогенового віку (значної ролі грають породи верхнемелового віку) схарактерными для орогенной області формаціями уламкових, эвапаритовых і карбонатно-терригенных порід, зім'ятих в лінійні складки як великі складки I порядку і менші складки II поряка з сундучной формою замку. У південній частині прогибарасполагаются перекинуті складки. З півночі внутрішня частина крайового прогину обмежена надвигом I порядку, сместитель якого нахилений в південно-східному напрямі під кутами від 33 до 55 град. Усередині цій території выделяюся 5 надвигов II порядку, їхнім виокремленням чешуйчато-надвиговуюсистему із загальним простяганням із заходу на південний схід. Усі надвиги нахилені в південно-східному напрямі, з кутами падіння сместителей изменяющимися від 53 до 60 град. З півдня на внутрішню частина крайового прогину надвинуто ядро антиклинория.

4.3. Ядро антиклинория Ядро антиклинория розміщено на південному сході території у межах Любецького району й є геосинклинальной областю альпійської складчатости. У його будові беруть участь відкладення юрської і крейдової систем з характпрным комплексом породосадочной геосинклинальной формації терригенным флишем з небольшым присутністю карбонатного матеріалу. Породи інтенсивно зім'яті в лінійні сильно стислі складки північно-східного простирания. Залягання порід перекинуте з чередованиемантиклинальных і синклинальных складок I порядку. Пласти перекинуті в південно-східному напрямку кутами паденя від 25 до70 град. Ядро антиклинория надвинуто на внутрішню частина крайового прогину, створюючи шарьяж, аллахтоном якого є породи юрско-мелового віку, а автохтоном верхнемелового-палеоген-неогенового віку. Тектонічні останцы утворені породаминижнего крейди альбского ярусу. Ядро антиклинория (аллахтон) отделяеется від внутрішньої частини крайового прогину (автохтона) поверхнею волочіння з кутами падіння від 8 до 10 град. Сместитель нахилений в південно-східному напрямі. Усередині антиклинориявыделяется низку надвигов (5), їхнім виокремленням чешуйчато-надвиговую систему з нахилом сместителей у тому напрямі, що і поверхня волочіння. Кути нахилу поверхні сместителей збільшуються в південно-східному напрямі від 18 до 35 град.

5. ІСТОРІЯ ГЕОЛОГІЧНОГО РОЗВИТКУ РАЙОНА.

Історія даного геологічного району є дуже складний і розробити цікавий процес. Складність процесу у тому, що ядро антиклинория й внутрішня соціальність частина крайового прогину утворювалися не так на цій території, а південний схід від її итолько внаслідок виникнення шарьяжа було у межі описуваного району. У результаті історія геологічного розвитку, розглядається щодо окремих тектонічним областям у різні етапи геологічного розвитку. 5.1. Мезозойский етап развития5.1.1. Ядро антиклинория У юрський і крейдової періоди породи, слагающие антиклинорий, утворювалися значно південний схід від цій території. Саме тоді переважали негативні вертикальні тектонічні руху, що приводили до опускання території - і накоплениюпесчано-глинистого матеріалу з додатком карбонатних опадів. що свідчить про морських умовах накопичення опадів, причому наявність чорних глинистих сланців, прослоев сидеритов і флишевой формації дозволяє зробити висновок про осадконакоплении. Первоначально відбувалося у досить глибоководних умовах, що змінилися після невеликого перерви (позитивні вертикальні тектонічні руху на кінці середньої юри сприяли припинення накопичення опадів, возобновившегося в результатеотрицательных тектонічних рухів у початку верхньої юри кимериджского століття) більш мелководными: області дрібного шельфу у зоні волно-прибойной діяльності моря. Наприкінці раннього крейди альбского століття дана територія внаслідок вертикальныхтектонических рухів піднялася значно перевищує рівень моря, и осадконакопление припинилося, поступившись денудационным процесам, триваючим до нинішнього времени.

5.1.2. Внутрішня частина крайового прогину У крейдової період територія формування внутрішньої частини крайового прогину також перебувала південний схід від території, представленої на карті. Наприкінці раннього крейди (аптский і альбский століття) умови накопичення опадів були аналогічні условиямосадконакопления антиклинория. Однак у відмінність від антиклинория вконце альбского століття не сталися позитивні тектонічні руху. Накапливавшиея тим часом эвапаритовые відкладення засвідчують наявність субзамкнутого дрібного бассейна, подвергавшегося повільному тектонічному опускання. У разі аридного клімату у ньому випаровувалося води більше, чес притікало з відкритого океану, завдяки чому концентрація солей безупинно підвищувалася й розпочиналося поступове ритмічне выпадениесолей із води басейну. Наприкінці сеноманського століття відбувається підняття території вище рівня моря, и нетривалому існуванню суші. На початку сенонского часу відбувається новий етап опускання території Польщі і накопичення каарбонатно-глинистыхосадков в морських условиях.

5.1.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа У нижнемеловой період територія, зайнята зовнішньої частиною крайового прогину і платформою мала однакову історію. Вона була областю накопичення опадів істотно карбонатних опадів на морських умовах. Негативні тектонічні руху былинезначительными що можна судити з аналізу потужностей накоплившихся порід. Наприкінці аптского століття территориия пережила підняття і осадконакопление прекратилось.

5.2. Палеогеновий етап развития.

5.2.1. Ядро антиклинория Ядро антиклинория продовжує залишатися суходолом з пульсационными тектонічними рухами про що свідчить періодичне накопичення в крайовому прогибе грубообломочного матеріалу, швидше за все сносимого саме з цим території. Це було времяформирования лінійних складок.

5.2.2. Внутрішня частина крайового прогину На початку палеогенового періоду у районі антиклинория мабуть постали нові тектонічні руху, що призвели до активної руйнації порід і зносу їх у внутрішнє частина крайового прогину про що свідчить його присутність серед товщах терригенно-карбонатныхосадков конгломератів. Сама внутрішня частина крайового прогину тим часом відчувала тектонічна опускання і було частиною морського басейну. Наприкінці пізнього палеогену дана територія зазнає позитивні вертикальні тектоническиедвижения, що зумовлює припинення осадконакопления.

5.2.3. Зовнішня частина крайового прогину і платформа На початку раннього палеогену на цій території відновлюються негативні тектонічні руху, причому у районі крайового прогину слабшими (потужність опадів на районі платформи трохи менше). Наприкінці пізнього палеогену территориияиспытывает підняття із припиненням накопичення опадів.

5.3. Неогеновий етап розвитку Саме тоді накопичення опадів відбувається в крайовому прогибе.

5.3.1. Внутрішня частина крайового прогину У міоцені (гельветский і тортонский століття) знову відбувається опускання суші крайового прогину й нагромадження терригенного матеріалу зокрема грубообломочного (очевидно знову відбувалося підвищення тектонічної активності у районі антиклинория). Кконцу гельветского і тартонского століть під впливом вертикальних тектонічних рухів дана територія стає суходолом і осадконакопление припиняється, після чого відбувається освіту складок.

5.3.2. Зовнішня частина крайового прогину У період міоцену і пліоцену на цій території відбувається опускання суші, тривале остаточно кімерійського століття. Накапливаюся терригенные опади спочатку більш грубообломочные, в сарматське і мэотическое час відбувається накопичення бурих вугілля. Наприкінці кімерійського століття відбуваються тектонічні підняття і перерва у осадконакоплении.

5.4. Час максимальної активізації Альпійської складчатости даного району Це час максимальної тектонічної активізації і отриману освіту надвиговой системи. Вочевидь у районі, розташованому південний схід від антиклинория відбувалися активні тектонічні руху, і магматизм, що призвели до утворення раздвигов з значної горизонтальній складової і (чи) значних зрушень у блоках фундаменту. Це викликало у себе потужні навантаження на сусідні породи переміщення в напрямі дії тектонічних сил, які можна визначити за орієнтуванням кутів падінь сместителей розривних порушень на карті, тобто. цей напрям південний схід північний захід. Через війну таких спрямованих рухів утворився шарьж, насування I порядку й численні другорядні надвиги всередині блоков. Однако це єдині сили які діють цій території. Скидання і сбросо-сдвиг I ладу у північно-західній ділянці карти свідчать про наявність також потужних вертикальних рухів та рухів у напрямі північний схід юго-запад.Возможно припустити, що описувана територія й у час є тектонически активной.