Региональные структуры земной коры презентация

1 – вода; 2 – 4 – слой (2 – осадочный, 3 – гранит-метаморфический, 4 – базаль-товый); 5-7 – мантия (5 – верхняя, 6 – с повышенной плотностью, 7 – с пони-женной плотностью); 8 – астеносфера; 9 – разломы; 10 – вулканический конус; К – раздел Конрада; М – раздел Мохоровичича; σ – плотность пород, г/см3;
Vр – скорости продольных сейсмических волн, км/с
СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ МАТЕРИКОВ И ОКЕАНИЧЕСКИХ ВПАДИН

Океаническая кора
Три слоя:
Осадочный – от 0 до 1200 м ;
Базальтовый (два слоя) :
– потоки основных вулканитов с маломощными прослоями осадочных пород( глубоководные кремнистые осадки), мощность – 1,5 – 2.0 км.;
– расслоенный базальтовый - состоит из основных и ультраосновных пород, мощность – 4,0-6,0 км
Общая мощность океанической коры 8 – 12 км

Континентальная кора
-
Осадочный (0 –до 20-23 км);
Гранито – метаморфический (20 – 30 км); Базальтовый (гранулит – базитовый) – по геофизическим данным.
Общая мощность – 30 – 80 км

Схема проектного (а) разреза по данным сейсморазведки и фактического (б) разреза скв. СГ - 3

Переходные типы коры
Субокеаническая - три слоя , только мощьность осадочного слоя увеличена ( до 5 – 6 км);
Субконтинентальная - три слоя, только мощность гранито метаморфического слоя меньше ( до 3 -4 км)
Главные отличия
В количестве и составе слагающих слоев;
В мощности :океаническая маломощная (8-12 км), а континентальная - ( 30-80 км);
Возраст коры: континентальная древняя (4,1 -4,2 млрд лет),
Океаническая молодая –( не древнее 145 млн лет)

Структуры планетарного масштаба
Литосферные плиты земли и типы границ между ними ( геотектоника)

Литосферные плиты земли и типы границ между ними

Границы литосферных плит
Дивергентные (конструктивные) , где по мере их раздвигания формируется новая кора;
Конвергентные (деструктивные), где кора сокращается за счет сжатия;
Консервативные или сдвиговые.

Рифтогенез на дивергентных границах
Процесс формирования земной коры в срединно-океанических хребтах при их раздвиге, мантийной конвекцией, подъёме и кристаллизации базальтовой магмы получил название спрединга морского дна.

Типы конвергентного взаимодействия
Субдукция – взаимодействие, при котором на конвер-гентной границе сходятся континентальная и оке-аническая литосферные плиты или океаническая с океанической. При их встречном движении более тяжёлая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

Типы конвергентного взаимодействия
Коллизия – взаимодействие, при котором континентальная литосфера сходится с континентальной: их дальнейшее встречное движение затруднено, оно компенсируется деформацией литосферы, её утолщением и «скучиванием» в складчатых горных сооружениях

Региональная геология
изучает структуры земной коры меньшего порядка
Океаны и континенты – структуры первого порядка и выделяются по строению тектоносферы.
Структуры 11- порядка: платформы и мобильные пояса. Выделяются по строению земной коры, устойчивости, мобилиности и очертании.

ГЛАВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ
(с позиции фиксизма и мобилизма)

Платформы – крупные устойчивые участки земной коры обычно изометричной формы в плане: материковые и океанические. Характерно слабая тектоническая активность и магматизм.
Мобильные пояса – это крупные линейные структуры(вытянутые на несколько тыс. км. и шириной до тыс км.)
--срединно-океанические (СОХ);
--геосинклинальные (ГСП);
--эпиплатформенные(ЭПП);
Характерно тектоническая активность и магматизм.

Основные структуры континентов
Платформы;
Континентальные рифты;
Складчатые пояса

ФУНДАМЕНТ или ЦОКОЛЬ платформы — это нижняя наиболее устойчивая часть платформы, возникшая на месте горного или складчатого и, как правило, гранитизированного сооружения в результате его денудации и превращения в выровненные или почти равнинные области (пенеплены).
ЧЕХОЛ — осадочные горные породы, перекрывающие фундамент
ПЛАТФОРМЫ — наиболее устойчивые) структурные элементы континентов, образовавшиеся на месте бывших горных сооружений или складчатых областей. Платформы асейсмичны. Выделяют древние и молодые платформы. Первые иногда именуют кратонами или докембрийскими платформами. Молодые бывают эпикаледонскими, эпигерцинскими и эпикиммерийскими, часто их называют плитами. В строении платформ выделяют ФУНДАМЕНТ, ЧЕХОЛ и структуры 1–4-го рангов.

Структуры 1-го ранга
ЩИТЫ — крупные, до 1000 км и более в поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. Они более характерны для древних платформ.
ПЛИТЫ — области сплошного развития осадочного чехла.
ЗОНЫ ПЕРИКРАТОННЫХ ОПУСКАНИЙ — пассивные окраины платформ, отличавшиеся устойчивыми длительными опусканиями фундамента и накоплением мощных паралических, прибрежно - и мелководноморских осадков (до 10–12 км).

Структуры 2-го ранга (антеклизы, синеклизы и авлакогены)
—.
АНТЕКЛИЗЫ — крупные пологие (наклон слоев составляет менее 10) поднятия в пределах плит, иногда с выходами фундамента в осевой части, сокращенными мощностями слоев, обилием перерывов и более крупнозернистым составом пород.
СИНЕКЛИЗЫ — крупные пологие впадины внутри плит, а иногда и на щитах. С полными наборами (без перерывов) осадочных комплексов.
.

АВЛАКОГЕНЫ
— крупные грабен-прогибы в фундаменте платформ, но иногда хорошо проявленные и в осадочном чехле, ограниченные разломами и заполненные осадками (типичны соли, угли) резко повышенной — до 10–12 км — мощности, а нередко также с вулканитами базальтового состава.
Авлакогены обычно выходят на один из краев платформы, иногда пересекают платформу от края до края — такие авлакогены называют сквозными. На современной поверхности авлакогены не выражены и представляют собой погребенные структуры, доступные для изучения лишь бурением и сейсморазведкой. Вверх по разрезу они вначале замещаются равновеликими впадинами, потом более обширными синеклизами.

Авлакогены
Многие авлакогены промышленно нефтегазоносны. Авлакогены, сформировавшиеся в альпийском цикле и выполненные мезозойско-кайнозойскими осадками, преимущественно нефтеносны (Камбейский, Суэцкий, Реконкаво и др.); доальпийские авлакогены, выполненные палеозойскими отложениями, преимущественно газоносны (Днепровско-Донецкий, Вичита, Амадиес). По сумме разведанных запасов УВ на древних платформах авлакогены занимают второе место после краевых систем.

Б. Складчатость в чехле платформ
I. Региональные структуры (тыс.км2) – щиты, плиты
II. Крупнейшие (300 × 800 км) – антеклизы, сине-клизы, авлакогены, желоба
III. Крупные – I-го порядка (100×300 км) – своды, впадины, мегавалы, прогибы
IV. Средние – II-го порядка (20 ×170 км) – куполо-видные поднятия, котловины, валы, антикли-нальные зоны, депрессии
V. Мелкие – III-го порядка (3 ×20 км) – купола, чаши, брахисинклинали, брахиантиклинали
VI. Мельчайшие (2 ×4) – поднятия, опускания, флексуры, ступени

СТРУКТУРЫ ЧЕХЛА ПЛАТФОРМЫ
Схема мелких платформенных структур (по Высоцкому)

Схема районирования фундамента Западно-Сибирской плиты, по П.К.Куликову:
1 – байкалиды;
2 – салаириды;
3 – каледониды;
4 – герциниды;
5 – краевые прогибы
(Предуральский; Пред-
таймырский, Кузнецко-
Красносельский);
6 – глубинные разломы

Колтогорско-Уренгойский рифт, по Н.В. Шаблинской:
1 – Ямало-Пуровская ветвь,
2 – Ай-Тульский кряж,
3 – локальные поднятия,
4 – мощность земной коры

Основные структурные эле-менты Западно-Сибирской плиты (по тектонической карте Евразии с дополнения-ми): I – области неглубокого залегания фундамента:
1 – Ямальская антеклиза;
2 – Восточное Зауралье;
3 – Тобольская антеклиза;
4 – Кулундинская зона
7 – Среднеобская антеклиза;
8 – Вахская антеклиза
II – Области глубокого залегания фундамента:
9 – Обско-Тазовская синекли-за; 10 – Ханты-Мансийская синеклиза;11 – Иртышская синеклиза; 12 – Касская впади-на;13 – Ляпинская впадина

Стратиграфическая колонка отложений чехла Западно-Сибирской плиты

Геологический профиль Западносибирской плиты:
1-складчатый фундамент; 2-мезозойский чехол платформы

Региональные структуры Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции
Цифрами обозначены: I – Нижнемессояхский мегавал; II – Ямбургский мегавал; III – Русско-Часельский мегавал; IV – Шаимский свод;V – Красноленинский свод; VI – Александровский мегавал; VII – Сургутский свод; VIII – Салым-ский свод; IX – Нижневартовский свод;
X – Уренгойский мегавал; XI – Северный свод и Танловский мегавал; XII – Средневасюганский мегавал
Нефтегазоносные области:1 – Ямальская;
2 – Гыданская; 3 – Приуральская; 4 – Фролов-ская; 5 – Надым-Пурская; 6 – Пур-Тазовская; 7 – Среднеобская; 8 – Васюганская; 9 – Кай-мысовская; 10 – Пайдугинская
Месторождения:
1 – Ямбургское; 2 – Северо-Уренгойское;
3 – Западно-Таркосалинское; 4 – Восточно-Таркосалинское; 5 – Верхнешапшинское;
6 – Усть-Балыкское; 7 – Западно-Сургут-ское; 8 – Быстринское; 9 – Савуйское;
10 – Федоровское; 11 – Южно-Сургутское;
12 – Покачевское; 13 – Локосовское;
14 – Северо-Покурское; 15 – Аганское;
16 – Ватинское; 17 – Мегионское;
18 – Советское; 19 - Мыльджинское

РИФТОГННЫЕ СТРУКТУРЫ
К рифтам относят региональные узкие линейные пояса деструкции, формирующиеся в результате растяжения и раздвига земной коры.
Основные признаки рифтогенных структур :
Имеют большую протяженность (сотни и тысячи километров) и резкою линейность. Их ширина км - сотни км.
Рифтогенные структуры возникают в условиях растяжения земной коры. При этом происходят ее утонение и нередко полный разрыв гранит-метаморфического, а иногда и базальтового слоев.
Приурочены к осевым частям длительно развивающихся сводовых поднятий платформ. Выражены рифтовыми долинами и горными хребтами.

Развитие рифтов сопровождается повышенным тепловым потоком и интенсивным базальтоидным вулканизмом.
Четко выраженные отрицательные аномалии силы тяжести. Поверхность М под рифтами приподнята до 10–15 км, а верхняя мантия разуплотнена (скорости сейсмических волн понижаются под рифтами с 8,2–8,5 до 7–7,8 км/с)
По Е.Е. Милановскому, наиболее древние рифты в протерозое (авлакогены в фундаменте Восточно-Европейской платформы). Палеозойские рифты -Днепрово-Донецкая впадина. В мезозое закладываются и развиваются самые крупные из современных рифтогенных структур: Красноморский, Байкальский, Рейнский рифты и др

Байкальский рифтовый пояс
Расположен в осевой части сводового поднятия земной коры,. Ограничен глубинными сбросами . Вытянут с СВ на ЮЗ более 1000 км,; ширина до 60 км. Наибольшая глубина в озере - 1650 м. Хребты, обрамляющие рифт, сложены архейскими и нижнепротерозойскими породами. AR и PR.
Толщина осадков в рифте достигает 3 км. Возраст наиболее древних из них 25–30 млн. лет, ( конец олигоцена). Скоростью погружения 0,6 см/год и раздвиг 0,2–0,3 см/год.
На востоке от оз. Байкал находятся многочисленные шлаковые и туфовые конусы, потоки и покровы лав, возраст которых не превышает нескольких десятков тысяч лет.
Под Байкальским рифтом расположена обширная положительная гравитационная аномалия, а мощность гранит-метаморфического слоя утонена на 8–12 км.
Заложение Байкальского рифта связывают с возникновением очага аномальной мантии пониженной плотности, приподнявшей земную кору и вызвавшей растяжение и утонение земной коры в осевой части свода. В результате растяжения возникли разломы (сбросы) земной коры, обрамляющие рифт .

Разрез и план Байкальской рифтовой зоны, по В.П. Солоненко, Н.А. Флоренсову с измене-ниями: 1 – неоген-четвертичное выполнение рифта; 2 – неоген-четвертичные платобазальты; 3 – потухшие четвертичные вулканы; 4 – край Сибирской платформы; 5 – контуры сейсмичес-кого пояса с интенсивностью землетрясений до М=6,5; 6 – сбросы; 7 – граниты (протерозой); 8 – метаморфический нижний палеозой; 9 – архей (мраморы, сланцы, гнейсы)
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЙ РИФТ

Днепрово-Донецкий палеорифт
Он заполнен мощной толщей осадочых отложений D и C .Породы D в центральной части рифта, тогда как на его бортах осадочный разрез начинается с верхнего визе. С намюрского века палеорифт не отличается своей активностью от окружающих его структур.
В центральной части палеорифта расположен линейно ориентированный грабен, ограниченный крупными сбросами с амплитудами смещения до 5 км и более. Грабен служит основанием для образовавшегося в позднем визе( С1 v) широкого пологого прогиба типа синеклизы. Среди верхнедевонских пород присутствуют огромные по объему залежи солей, достигающие мощности до 2 км, заключающие покровы, линзы и секущие тела базальтов.
Гранит-метаморфический слой утонен от 20 км на бортах и до 12 км в центральном грабене, а базальтовый слой – от 30 до 18 км. Поверхность М на бортах расположена на глубине 45 км, а в центре – 30–35 км.

Структуры континентальных окраин

Для окраин континентов характерен переходный тип земной коры
В зависимости от строения и характера тектонических процессов выделяют пассивные и активные континентальные окраины.
Пассивные континентальные окраины отличаются отсутствием активных тектоно-магматических процессов. Примером является восточная часть Атлантического океана, западная часть Индийского океана, окраины Северного Ледовитого океана.
В строении пассивных окраин выделяют следующие главныеэлементы: шельф,
континентальный) склон, континентальное(матери-
ковое) подножие

Шельф –продолжение материков, обладает пологим наклоном в сторону моря и может достигать ширины во многие сотни километров. Он подстилается континентальной корой, (кора утонена до 25-30 км и разбита разломами и дайками основного состава).
Континентальный склон представляет собой узкую полосу дна шириной не более 200 км. Обычно он имеет угол наклона около 4-5°, в редких случаях достигая 40° и более. В пределах континентального склона глубина возрастает от 100 до 2000-3500 метров.
Континентальное подножие полого наклонено в сторону абиссальных равнин и имеет ширину в сотни и тысячи километров. Его переход в абиссальную равнину происходит на глубине около 5000 метров. На подножии накапливаются толщи осадков мощностью до 10-15 км. В составе осадков существенную роль играют турбидиты — продукт отложения мутьевых потоков и контуриты — отложения придонных продольных течений. Континентальный склон и внутренние части континентального подножия подстилаются субконтинентальной или субокеанической корой. Граница между этой корой и настоящей океанической проходит в средней части континентального подножия
Континентальное

1 — континентальная кора; 2 — континентальная кора, утоненная и пронизанная интрузиями; 3 — океаническая кора (2-й и 3-й слои); 4-8 — осадочные породы, сформировавшиеся на разных стадиях развития пассивной окраины, в том числе каменная соль (5)
Геологический профиль через атлантическую пассивную окраину Северной Америки (по К. Хатчисону и др., 1981):

Активные окраины
Активные континентальные окраины отличаются интенсивными сейсмическими и магматическими процессами, складчато-надвиговыми деформациями и метаморфизмом. Для них характерно наличие сейсмофокальных зон. По особенностям строения и тектоно-магматической активности выделяют окраины:
Восточно-Тихоокеанского(Андийского) типа и
Западно-Тихоокеанского (острово- дужного) типа.

Континентальная окраина Восточно-Тихоокеанского(Андийского) типа
Центральные Анды, по М. Г. Ломизе, 1983 ()
Двойная косая штриховка (слева) — океаническая кора; крестики (справа) — вулкано-плутонический пояс с действующими вулканами; стрелки указывают направления перемещения блоков

Имеет простое строение. В сторону к континенту океаническое дно погружается и переходит в глубоководный желоб, который и является пограничной структурой между океанической плитой и континентом. В краевой части последнего располагается окраинно-континентальный вулканический пояс, в котором преобладают вулканиты кислого (риолитового) состава. В геоморфологическом отношении вулканический пояс образует горную систему Анд. За ним в глубине континента располагается система тыловых горстов и грабенов.

Западно-Тихоокеанский тип активных континентальных окраин
Называют также островодужным типом. Он включает следующие структурные элементы:
1.Собственно континентальная окраина; 2.Глубоководная котловина окраинного моря.;3.Вулканическая островная дуга.; 4.Преддуговой прогиб; 5.Невулканическая дуга.;
6. Глубоководный желоб.;7. Краевой вал океана.

Западно-Тихоокеанский тип
(активных континентальных окраин)
Взаимодействие, при котором на конвергентной границе сходятся океанические литосферные плиты. При их встречном движении более тяжёлая литосферная плита (всегда океанская) уходит под другую, а затем погружается в мантию.

Островные дуги и краевые моря в западном и северном обрамлении Тихого океана (по Л. Жоливе и др., 1989)

Схема переходной зоны тихоокеанского типа (район Охотского и Японского морей)
1- шельф; 2 – материковый склон и подножие;
3 – дно глубоководных котловин окраинных морей; 4 – внутренние поднятия в глубоководных морских котловинах;
5 – островные дуги; 6 – глубоководные желоба;
7 – ложе океана

ГЕОСИНКЛИНАЛИ И ОРОГЕНЫ
Накопление осадков большой мощности (10-25 км)
Большая скорость и амплитуда колеба-тельных движений
Наличие глубинных разломов
Интенсивная складчатость и мета-морфизм
Активный эффузивный и интрузивный магматизм
Это крупные структуры земной коры большой протяженности и длительного развития (150-200 млн.лет).

Принципиальная схема развития геосинклинальной системы (по В.Е. Хаину)
Стадии развития геосинклинали:
Iа,б - стадии растяжения земной коры и начального погружения;
II - предорогенная, или зрелая;
III - раннеорогенная;
IV - собственно орогенная.
1 - фундамент; 2 - конгломераты; 3 - песчаники и алевролиты; 4 - глины; 5 - известняки; 6 - флиш; 7 - разрывные нарушения; 8 - излияния и пластовые интрузии основных пород; 9 - граниты и плагиограниты; 10 - вулканические образования порфировой формации.

Циклы тектогенеза и эпохи складчатости
- Совокупность геологических процессов в развитии тектоносферы от заложения геосинклинали до завершения ее развития и образования горного складчатого сооружения.
Процессы складкообразования в геосинклиналях проявлялись периодически и концентрировались в определенные эпохи складчатости
Саамская (ранний архей)
Беломорская (поздний архей)
Карельская (протерозой)

Возраст геосинклинально-складчатых структур определяется возрастом той эпохи складчатости, которая привела к замыканию геосинклинали
–

СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ СКЛАДЧАТЫХ СООРУЖЕНИЙ
а) антиклинории
б) синклинории
в) срединные массивы – это участки ранней
стабилизации
Синклинорий и антиклинорий в Рейнской провинции (по Квирингу)

СТРУКТУРЫ ПЕРЕХОДНОГО ТИПА
Краевые (передовые) прогибы
Межгорные прогибы
Вулканические пояса
Р2 – континентальные красноцветные отложения
Р12 – лагунные (гипсосоленые)
Р11 – конгломераты, песчаники, алевролиты, известняки

МЕЖГОРНЫЕ ПРОГИБЫ
Значительная мощность отложений
Преобладание терригенных отложений
Широкое развитие эффузивов
В зависимости от климата формируются либо красноцветные (Минусинский прогиб), либо сероцветные угленосные отложения (Кузбасс)

ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНОВ
Срединно- океанические хребты
Абиссальные равнины
Внутриокеанические поднятия и хребты
Микроконтиненты
Трансформные разломы

Срединно- океанические хребты
Их поперечные размеры достигают 0,5–2 тыс. км. Они соответствуют своему названию лишь в Атлантическом и Индийском океанах. В Тихом и Северном Ледовитом океанах хребты сдвинуты к краю океана.
В поперечном сечении срединных хребтов выделяются три зоны: фланговые, гребневые и осевые.
Фланговые зоны – наиболее широкие (многие сотни километров).
Гребневые зоны имеют ширину 50–100 км; они разбиты продольными разломами на узкие (от 1 до 10 км) блоки-пластины, приподнятые в виде гряд или опущенные относительно друг друга.
Осевые зоны в своем типичном виде выражены рифтами – узкими (25–30 км) щелями сложного внутреннего строения. В центральной части рифтов расположены центры молодых базальтовых излияний, а ближе к бортам встречаются горячие источники, несущие сульфиды.
На фланговых и гребневых зонах хребтов отмечается последовательное удревнение отложений, слагающих океаническое дно, а самые древние из них (юрские) находятся по периферии океанов на приконтинентальных окраинах.

Мобильные пояса: СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
Атлантический срединно-океанический хребет
Характерный профиль
Срединно-Атлантического хребта
(по К.Х.Элденмору, Б.Хизену)
Подвижные пояса
Зоны активного разрастания
океанического дна
Зона формирования
молодой океанической коры

Зоны спрединга
Морфология рифтовых зон срединно-океанических хребтов свидетельствует, что они являются зонами спрединга, т. е. зонами активного раздвига литосферных плит, воздымания и растекания астеносферного вещества и формирование молодой океанической коры. Для них характерна повышенная сейсмичность и высокое значение теплового потока. По мере раздвигания плит поднимающаяся по системе вертикальных каналов магма застывает в виде серии даек, а изливаясь на поверхность океанического дна, образует потоки и покровы подушечных лав.

Зоны спрединга
Процесс формирования океанической земной коры в срединно-океанических хребтах при их раздвиге, подьеме и кристаллизации базальтовой магмы получил название спрединга морского дна.

Геосинклинально –складчатые пояса (ГСП)
Главные наиболее подвижные структуры материков, разделяющие древние платформы или отделяющие их от океанических впадин. при ширине тыс. км. линейные в плане;
это структуры длительного развития (100 – 150 млн.лет)
высокая тектоническая активность, большая скорость и амплитуда клебательных движений (в начальной стадии – нисходящие, а на завершающей – восходящие;
большая мощность осадков (10 – 15 км.);
напряженная складчатость и метаморфизм
наличиеглубинных разломов
активный магматизм

ГЕОЛОГОСЪЁМОЧНАЯ
ПРАКТИКА
ПОРЯДОК ВЕДЕНИЯ МАРШРУТА И ДОКУМЕНТАЦИИ
ПОЛЕВЫХ НАБЛЮДЕНИЙ

ПОНЯТИЕ О ГЛАЗОМЕРНОЙ СЪЁМКЕ, МАРШРУТЕ, ОБНАЖЕНИИ, ТОЧКЕ НАБЛЮДЕНИЯ
Глазомерная съёмка заключается в прохождении территории отдельными маршрутами с ориентировкой на местности по азимутам с помощью компаса и измерением расстояний шагами.
Маршрут – некий путь, пройденный по местности с определённой целью и записанный в полевом дневнике.
Обнажение – участок на котором из под почвы обнажаются различные горные породы.
Точка наблюдения (т.н.) Фиксация наблюдений по ходу маршрута производится по точкам наблюдений, приурочивая их к обнажениям, точкам рельефа, особенно обозначенных на топографической карте

Горный компас
Соотношение истинного и магнитного меридианов и азимута вектора (направления) ОА при: а) – восточном и б) – западном магнитном склонении

Схема расположения компаса
а – обычного, б – горного при замере на местности магнитного азимута какого-либо направления (ОА) или определения, в какую строну идти при заданном азимуте движения (в данном примере: ЮЗ 2250)

Нанесение маршрута.
Нанесение маршрута заключается в последова-тельном, от точки к точке, откладывании из-меренных отрезков ма-ршрута по их магнитным азимутам и расстоянию. От т.1 до т.5 – согласно полевым замерам ази-мутов и расстояний; от т.1 до т.51 – исправленная линия маршрута, начало и конец которого привязаны к рельефу

Элементы залегания горных пород
К элементам залегания геологических тел (пластов осадочных г.п., даек, сместителей дизъюнктивов и т.д.) относятся простирание и падение.
Простирание – это распространение наклонного тела (поверхности) в горизонтальном направлении. Простирание определяется положением в пространстве линии простирания – любой горизонтальной линии, принадлежащей данной поверхности (телу).
Падение – это наклон тела (плоскости) к горизонту, определяемый положением в пространстве линии падения и углом падения.
Линия падения – это линия наибольшего наклона тела (плоскости) (по этой линии потечёт вода).
Угол падения – это угол между линией падения и её проекцией на горизонтальную плоскость

Положение горного компаса при замере
а – азимута простирания вертикально падающего пласта;
б – азимута падения
наклонного пласта
в – угла падения наклонного пласта; возле пластов на плане проставлены знаки элементов залегания

Замеры элементов залегания пород горным компасом
I - определение угла падения, II – определение азимута падения, III – нахождение линии простирания, IV – определение азимута простирани