Умумий ва тарихий геология

34-§. ЕРДАГИ ЭНДОГЕН ПРОЦЕССЛАР УМУМИЙ ТУШУНЧА

Ердаги бўладиган процесслар вулкан отилганда, зилзила, тоғ ҳосил бўлиши, қуруқликни сув босиши ёки сув қайтиши каби ҳаракатлар э н д о г е н процесслар деб аталади. Ердаги беҳисоб энергия таъсиридан жинсларнинг ётиш ҳолати ва таркиби ўзгаради, бурмали тоғлар, вулкан харакатларидан ороллар ҳосил бўлади. Ер қатламларини ўзгаришидан хосил бўлган ҳар хил структураларни ўрганувчи геологиянинг сохаси геотектоника дейилади.

Ер пўстидаги ички эндоген харакатлар қатламли ёки қатламсиз яхлит ётқизиқларни нормол ётишини ўзгартиради. Қатламлар ён томондан сикилишидан бурмаланади, тик таъсир қилган кучдан эса синади, дарзлар хосил қилиб бўлакларга ажралади ва нихоят бир қисми кўтарилиб, иккинчи қисми чўкиши мумкин.
Қатламларнинг ўзгариши ички ҳаракатга боғликдир. Бу ҳаракатдан бурмаланиш, чўкиш, кўтарилиш, ер ёрилиши, катта - катта палахсаларнинг силжиши ва бошқа хил тектоник структуралар хосил бўлади. Тектоник ҳаракатлар икки хилга ороген ва эпейроген ҳаракатга бўлинади.. Ороген харакатлар ўз навбатида пликатив (бурмаланиш) ва дизъюниктив (узилма) турларга бўлинади.
Эпейроген (тебранма) харакатлар ер пўсти асрий тебранишида ўз ифодасини топган.
Тектоник структуралар орасида қатламли, дарз кетган ва ажралган структураларки кўриш мумкин,
1. Қатламли структура деб денгиз, кўл, қуруқликда тўпланган механик, химиявий ва органик жинсларнинг табиий бузилмаган формасига айтилади.
Қатламли структураларга жинс қатламларининг горизонтал ёки бир оз қийшайиб ётиши киради. Бундай холатни олдин тектоник харакатга алоқаси йўқ деб хисобланар эди. Ҳақикатда эса ёткизиқларнинг ётиш холати асосан ер пўстидаги харакатларга боғликдир. Агар ер пўстининг бир қисми аста-секин чўкса ёки аксинча кўтарилса, шу жойга чўкадиган жинс қатламларнинг ётиши шу жойга мослашиб қия ёки горизонтал бўлади.
Ер пўстидаги харакатлар туфайли денгиз гоҳ қуруқликка бостириб киради,. гоҳ орқага чекинади, бунинг натижасида денгиз остида тўпланувчи чўкиндилар бири иккинчисига нисбатан сув бостириб кирганда бир хил тартибни сақласа, сув қайтганда аксинча ҳолатда бўлади.
Ер пўстида хосил бўлган чўкиндилар қатлам ёки қаватлар шаклида ётади. Қават деб усти (кровля) ва ости (подошва) томонидан чегараланувчи юза билан ажралган, бир хил таркибдан иборат бўлган яхлит ётқизиққа айтилади.
Қаватнинг усти ва остки чегарасини бирлаштирувчи тик чизиқнинг узунлиги қаватни ҳақиқий қалинлигига тенг бўлади. Қаватнинг ер юзасига чиқиб турган қисми кўринган қалинлик дейилади.
Ҳосил бўлган ҳар қандай бирламчи жинс қаватини нормал ҳолатдан ўзгариб қолганлигини, уларнинг ётиш бурчагини ва азимутини тоғ компаси билан аникланади.
а) Ер пўстида тебранма-эпейроген ҳаракатлар. Бизга қаттиқ ва мустаҳкам бўлиб кўринган ер пўстининг баъзи жойлари кўтарилиб, бошқа жойлари эса аста-секин чўкиб, яъни тебраниб туради. Ер пўстининг бундай ҳаракати эпейроген харакат, процесснинг ўзи эса эпейрогенезм (грекча—материклар туғилиши) процесси деб аталади. Асрий тебранишлар ер юзасининг кенг майдонида содир бўлади.
Қатламлардан иборат денгиз ётқизиқларинцнг ҳамма материкларда топилиши ва уларнинг континентал ётқизиқлар билан қопланганлиги ўтган геологик даврларда бир неча марта ер пўстида асрий тебранишлари бўлганлигидан дарак беради. Бу ҳаракатлар ҳозир ҳам давом этмоқда.
Эпейрогенез процесси қирғоқ чизиқларнинг ўзгаришида айниқса яққол акс этади. Денгиз соҳилларининг баъзи ерларида сувнинг қайтишини кузатиш мумкин.
Трансгресеия билан регрессия процесси бир хилда булмайди. Бу ҳодисалар тектоник ҳаракатлар натижасида ер пўстининг айрим жойларининг чўкиши ёки кўтарилишида рўй беради.
Эпейроген ҳаракат ҳамма ерларда ҳар хил вақтда ва турлича тезликда бўлади.
Ер пўсти ҳаракатини кўрсатувчи энг яхши мисоллардан бири Апеннин ярим оролининг Серапис соҳилидаги ибодатхона минораларида денгизда яшовчи маллюскалар ўйган излар, бу ерда бир неча марта денгиз бўлиб қайтганлигини кўрсатади.
Серапис соҳиллари ҳозир аста-секин чўкаётганлиги сабабли қаср устунларини 2,5 м гача сув қоплаган.
Бундан ташқари тарихий материалларга қараганда, Скандинавия соҳиллари 100 йилда 100—120 см кўтарилмоқда.
Ер пўсти баъзи жойларда кўтарилса, иккинчи жоида чўкади. Масалан Балтика денгизининг жанубий соҳили секин-аста чўкмокда Шимолий денгиз, Ла-Манш бўғози, Қора денгизнинг Сухуми атрофидаги соҳиллари ва Шимолий Американинг шарқий сохиллари ҳамда Австралия материги соҳиллари хам чўкмоқда.
Конго дарёсининг Атлантика океанига қуйиладиган қисми чуқур чўккан Бу дарёнинг эски ўзани океан сатҳидан 3300 м чуқурликда бўлиб унинг узунлиги соҳилдан океан ичкарисигача 130 км га боради.
Ўзбекистоннинг тоғли районлари неоген давридан бошлаб ҳозиргача кўтарилмоқда. Буни эллик беш йиллик давлат нивелировкасидан кўриш мумкин, яъни Амударё боши-Панж дарёсининг қуйи оқимига нисбатан шу ўтган давр ичида 2,15 м кўтарилган.
Ер пўстининг асрий тебраниши фақат денгиз соҳилларидагина, эмас, балки материк ичкарисида ҳам кузатилади, Масалан, Франциянинг айрим жойлари, Альп тоғларининг этаклари ва Боден кўли атрофи, Шимолий Америкада Мичиган кўли соҳиллари, Тинч океанидаги Маржон ороллари хам аста-секин чўкмокда. Бундай мисолларни кўплаб келтириш мумкин.
Ер пўстидаги ҳозирги ҳаракатларни аниқ ўлчашда геодезик асбоблардан фойдаланилади. Тоғ жинслари қатламларининг ётиш холатини ўлчаш билан эпейроген харакатларнинг ер пўстига бўлган таъсири аниқланади. Геологик ва геморфологик кесимлар, тоғ жинсларининг ётиш шаклларининг анализи ҳам катта ёрдам беради.
1862—1932 йиллардаги нивелирлашларнинг натижаларини текшириб кўрилганда Ҳимолай билан Ганг дарёси ўртасида жойлашган Шимолий Ҳиндистоннинг кўп қисми бир йилда 18,2 мм, 100 йилда 1,8 м кўтарилган. Банорас шаҳрининг шимолий қисми энг кўп кўтарилган.
Ер пўстининг вертикал тебранма ҳаракатидан ташқари, горизонтал ҳаракати ҳам бордир. Масалан, Юқори Бовария Альпининг шимолий чеккасидаги триангуляцион пунктлар 1801 ва 1905 йиллар мобайнида Мгонхен шаҳрига шимолий-шарққа қараб 0,25-1 м сурилганлигини кўрсатган.
Кейинги неотектоник текширишларга кўра Помир тоғлари ҳам жанубдан шймолга томон аста-секин силжимоқда.
Ер тарихида ва ривожланишида тектоник ҳаракатлар муттасил, лекин гоҳ тез, гоҳ суст бўлиб турган.
Ороген ҳаракатлар. Ороген ҳаракатлар асосан иккига: бурмаланиш хосил қилувчи ва ажратувчи ҳаракатларга бўлинади. Бурмаланиш ҳосил қилувчи харакатлардан бурмаланган структуралар пайдо бўлади. Бундай структуралар қаватли чўкинди ётқизиқларнинг ён томонидан сикилиши натижасида букилиб кетишдан хосил бўлади. Ён томондан сиқувчи куч мувозанатининг нисбатига кўра бурмаланган структураларнинг эни, бўйи, узунлиги, баландлиги ва нихоят, умумий шакли ўзгаради. Бурмаланган структураларнинг морфологиясига қараб хосил бўлиш сабаблари ва ички тузилиши аниқланади. Бундай структуралар табиатда бир неча хил бўлиб асосийлари: антиклиналь ва синклиналь ёки қўшок бурмадир. Қаватли чўкиндилар ён томондан сиқилиши туфайли ҳосил бўлиб, қавариқ ва ботиқ шаклда бўлади. Букилган қаватларни қавариқ қисмига антиклиналъ, ботиқ қисмига синклнналь бурма деб айтилади. Антиклиналь ва синклиналь бурмалар ёнма-ён учраса, уларни қўшоқ бурма дейилади. Антиклиналь ядрода қадимги, синклиналь ядрода эса, аксинча, ёшрок жинслар жойлашади.
Бурмаларнинг қанотларида қатламлар бир томонга ёндошган бўлади.
Антиклиналь ва синклиналь бурмалар қанотларнннг туташган қисми қулф деб аталади. Букилма қулф уларнинг ўртасида қавариқ ёки ботиқ қисмида бўлади.
Қатламлари ётиқ, қийшайган, кенг гумбазсимон, букилмалар кулфи кенг ва яхши тарақкий этган бўлиб, қаноти ҳам кенг бўлади.
Антиклиналь ва синклиналь қулфлари орасидаги масофа бурма баландлиги деб аталади. Бурма қанотларининг ўрта кисми орасидаги масофа унинг энига тенг.
Бурмаларнинг баландлиги бир хил қатламларга қараб ўлчанишдан уларнинг қиёсий катталиги келиб чиқади. Бурма энини аниқлаш фақат ер юзасида очилиб қолган қисмига тегишлидир.
Бурма канотинпнг ер юзаси билан кесишган жойида унинг бурчаги ҳосил бўлади (қатламнинг тушиш бурчаги). Ётиқ бурмаларда бурчак геометрик усулда тузилган кўндаланг кесмаларга қараб аниқланади.
Бурма шарнири—энг мухим элементлардан биридир. Бурма қулфидаги қатламлар букилмасини туташтирувчи нуқталарга шарнир дейилади. Шарнир фақат бир қатламдаги букилган нукталарни туташтиради. Шунинг учун хар кайси бурманинг тузилишида нечта қатлам бўлса, шунча шарнир ўтказиш мумкин.
Бурманинг ҳамма шарнири орқали ўтувчи чизиқ, яъни унинг геометрик ўрнини ҳосил қилувчи юза текислик дейилади.
Бу текисликнинг муҳим хусусиятларидан бири шуки, у тўғри бурмаларда симметрия текислиги бўла олади ва уни тенг икки бўлакка бўлади.
Ўқ текислиги ўзининг бурмада тутган ўрни билан унинг морфологиясини аниқлайди. Шунинг учун ўқ текислигини хақиқий холатини аниқлаш бурмани тасвирлашда катта аҳамиятга эга.
Ўқ текислигининг ер юзаси билан кесишиб ҳосил қилган чизиғи бурма ўқи дейилади. Кўпчилик карталарда ва тектоник схемаларда бурмаларнинг текисликда эгаллаган ўрни яъни бурма ўқи акс эттирилади.
Бурмалар классификацияси. Ўқ юзасининг горизонтал ҳолатига нисбатан тутган ўрнига қараб бурмалар тўғри, қийшиқ, ағдарилган ва ётиқ бўлади.
Ўқ текислиги ва қанотлари бир-бирига параллел бўлган бурмалар и з о к л и н а л б у р м а л ар хисобланади, Қанот текисликларини горизонтга энкайишига қараб улар тўғри, ағдарма ва ётиқ хилларга бўлинади. Антиклиналь ва синклиналларда бурма қанотларининг бурчаги горизонтга нисбатан 90° дан катта бўлса, елпиғичсимон бурма деб аталади. Уларда ўқ текислиги пастга ёки юқорига тарам-тарам бўлиб кетади. Елпиғичсимон бурмалар пайдо бўлганда, тоғ жинсларининг «елпиғич»га тўғри келган қатламлари кўпинча шундай сиқиладики, бурмалар ичида орол тарзида тоғ жинсларидан бир қисми узилиб қолади, бу букилманинг эзилган я д р о с и деб аталади. Кенг, текисрок гумбазга ва тик қанотга эга бўлган бурмалар сандиқсимон ёки қутисимон бурмалар деб аталади.
Табиий шароитда кўпинча бурмалар шаклининг геологик процесслар таъсирида ўзгарган элементларини учр-тиш мумкин. Антнклиналь гумбазлар кўпинча эрозия натижасида емирилиб кетади, синклиналлар эса ер бағрида қолади. Шунинг учун геологлар кузатиш олиб борганда бурмаларнинг қанот қисмини ташкил этувчи тоғ жинслари қатламларига қараб бурманинг емирилиб ва чўкиб кетган қисмларни аниқлайдилар. Бурмаларнинг шакли ва структурасини фақат ундан тоғ жинсларининг ҳосил бўлиш шароитига, ёшига, кетма-кет ётганлигига ва таркибининг хилма-хиллигига қараб аниқлаш мумкин.
Антиклиналь бурмалар кесмада қандай шаклда бўлишидан қатъи назар, унинг ядросида (ўқ бўйича) ҳар доим энг кадимги жинслар, қанотларда эса ёш жинслар жойлашади. Синклиналлар ядросида аксинча, ёш жинслар, қанотларида қадимги жинслар жойлашган бўлади.
Кўндаланг кесмаларда бурма шарнирлари ҳар доим тўғри, горизонтал чизиқлар бўйича бўлавермайди. Одатда улар тўлқинсимон бўлиб, бир жойда горизонт текислигига нисбатан чўккан, бошқа жойда кўтарилган бўлади. Шарнирнинг бундай тўлкинланиши ундуляция деб аталади (кичикроқ тўлқинларнинг ҳосил бўлиши). Бурмаларнинг ўқлари хам хар доим тўғри чизиқ шаклида бўлмайди. Уларнинг эгри - бугри шаклдагиси геологияда сигмоидлар деб ном олган.
Шарнирлари горизонтал, ўқ текислиги вертикал бурмалар нормал бурмалардир. Уларни горизонтал текисликда кесилса, қатламни ташкил этган жинслар юзага йўл-йўл шаклда чиқади. Бу йўл-йўл қатлам антиклиналлар ўки бўйича энг қадимги жинслардан тузилган, синклнналлар ўқи бўйича эса ёш жинслардан тузилган бўлади. Эгри-бугри шарнирларга эга бўлган эни ва бўйи бир хил узунликдаги бурмалар калта брахиантклиналь бурма деб аталади. Бундай антиклиналь бурмалардаги қатламлар остида туз тўпланган бўлиб, улар горизонтал холда кесилса, доира шаклидаги контурларга эга бўлади.
Тоғ жинслари қаватлари қалинлигининг ўзгаришини текшириш катта амалий аҳамиятга эга. Бурманинг кўтарилган ва чўккан (ботган) қисмларида жинс қалинлиги ортиб боради, бу ҳодиса бирор қанот қалинлигининг камайишн туфайли юз беради. Бундай ҳолларда бурмаларнинг қанотлари шундай сиқиладики, натижада сиқилган қатлам қанотлари бутунлай йўқолиб кетади.
Ер ички ҳаракатидан қатламларни ён томондан сиқилиши натижасида улар 15—40° гача бурчак ҳосил килиб синадн ва бир томони (қатлам) иккинчи (ён қатлам) томонга силжиб чиқади, бунга надвиг дейилади.
Надвиг кенг маънода тоғ жинслари ётишининг мураккаб шакли бўлиб, ёнлама ҳаракат натижасида қаватларнинг бир қисми ўткир бурчак билан синиб, иккинчи қарама-қарши қисмининг устига сурилиб кетади.
Надвигларнинг сурилиши бурма осма қанотларининг ҳаракат этиши билан характерланиб, бу ҳаракат узилувчи текислик бўйлаб, юқоридан бурманинг ётган қаноти устига томон силжийди. Надвиглар характери ва шаклларига қараб турлича бўлади. Надвиг текисликларнинг энгашган томонига қараб тўғри, чўкувчи ^:ва тескари бўлади. Биринчисида осилган қанот юқорига, иккинчисида пастга, учннчисида ағдарилган бўлади. Айтиб ўтилган надвиг хиллари айрим вақтда битта надвигда учрашиши мумкин, чунки унинг юзаси эгри-бугри бўлади. Эгри-бугрилик деформация натижасида вужудга келади ва айрим вақтда надвнгларни ташкил этган тоғ жинсларининг турли-туманлигига ҳам боғлиқ бўлади.
Надвиглар бурмаларни энига ва бўйига кесиб ўтади. Кўпинча улар группа - группа бўлиб, устма – уст тўнтарилади, бундай структуралар балиқ тангасимон надвиглар деб аталади. Бундай структуралар изоклинал бурмаларда, айрим ҳолларда ёриқлар асосий бурмани кесиб ўтганда ҳам рўй беради.
Надвиг ёриқлари қанотларни ташкил этган тоғ жинсларининг майда синиқлари билан тўлади. Цементлашган бундай жинслар милонитлар деб аталади. Надвиг ёриқлари жуда камдан-кам вақтлардагина брекчия жинслари билан тўлади. Айрим надвиг ёриқларида магматик интрузив жинслар жойлашади.
Бурмалар ичида химиявий - механик ҳаракатлар натижасида пластик (ош тузи, гипс, пластик гил ва бошқалар) массаларнинг қисилишидан ўзига хос структура келиб чикади.
Жинс қатламлари ядросидан қисилган масса унинг устига оқиб чиқиб, юзасида ётган қатламлар ён томонга сиқилиб кўтарилади ва бунда диапир (diapir-грекча—оқиб чиқиш) бурмалар ҳосил бўлади. Оқиб чиқадиган ядро шакллари ҳам ҳар хил (конуссимон, тароқсимон, гумбазсимон, цилиндрсимон) бўлади. Диапир бурмаларнинг баландлиги 100 м ва ундан кўп бўлади. Бундай бурмалар чўкинди жинслар орасида тузлар ёки бўшоқ жинслар кўп тарқалган районларда (Қашқадарёдаги юра даври ётқизиғида) учрайди.
Бурмаланишнинг яна бир шакли флексуралар ҳақида ҳам тўхталиб ўтамиз..
Ф л е к с у р а—горизонтал ётувчи қаватларнинг бир текисда вертикал йўналишда ҳаракат қилмаслигидан пайдо бўлади. У жинс қаватларининг горизонтал ётишида айниқса яқоқол кўринади. Флексура—узиқ бурмаларга ўтиш боскичидир.
Дарзли ва ажралган (дизьюнктив) структуралар. Тоғ жинслари қатламларининг бузилган ва ажралган шаклига дизьюктив ҳаракат деб аталади. Бу шакллар тик харакат туфайли қатламларни кесиб ўтувчи ёриқларда (дарзларда) намоён бўлади. Ёриқлар катта, кичик ҳамда саёз ва чуқур бўлиши мумкин, кичик ёриқлар бир қатламдан ташқарига чиқмайди. Бундай дарзлар жинс қавати юзасидагина бўлиб физик куч таъсирида тоғ жинсини қаршилигига (эгилувчанлиги, чидамлилиги, мўртлиги) қараб, ажралувчан ва эгилувчан хилларга бўлинади. Бурмаланган структура ўқига параллел йўналган дарзларга к л и в а ж дейилади.
Чуқур ёриқлар эса жуда кўп қатламларни кесиб ўтиб юз минглаб м жойгача чўзилади. Масалан, Жанубий Фарғона чуқур ер ёриғи зонаси, Шаркда Олдиёр (Фарғона тоғи)дан Уралгача боради. Бундай ёриқларга ёндошган тоғ жинслари унинг қанотлари деб аталади. Горизонтга энкайган ёриқларда осма ва ётиқ қанотлар бир-биридан фарқ қилади,
Қанотларнинг ёриқлари баъзан бир-бирига ёпишган, баъзан бир-биридан ажралган бўлади. Ёриқлар кўпинча гидротермал процесси маҳсулотлари ёки магматик тоғ жинслари билан тўлади. Тектоник харакатдан ҳосил бўлган ёриқлар очилиб қолган туб жинсларда учрайди. Булар тик ҳамда қия бўлиши мумкин. Ер ёриқларининг йўналишини билиш учун худди қатламларнинг ётиш элементини ўлчагандай ўлчаш керак. Бурмаларга нисбатан ёриқлар бўйлама, кўндаланг ва диагонал бўлиши мумкин. Дизьюнктив бурмалар орасида радиал ва концентрик ёриқлар бўлади. Ёриқлар системасида кўндаланг ёриқлар мураккаб ва хилма-хил бўлиб, улар узоқ давр давомида пайдо бўлади. «Кулис системаси» шаклида тармоқланиб кетган ёриқлар айниқса кўп учрайди. Параклаз (тоғ жинслари бир-бирига нисбатан силжиб жойлашган тектоник) ёриқлар катталиги ва қанотлар силжишининг йўналишнга ҳамда ёриқ текислиги энкайиш бурчагининг катталигига қараб белгиланади. Бу белгиларга қараб узилмалар (сброс), силжиқлар (сдвиг) аниқланади. Параклаз ёриқларини кўпинча сдвиг ёриқлари деб хам аташади, чунки қанотлар шу ёриқлар бўйича кўчади. Қанотлар нисбий кўчишининг катталиги тебраниш ёки ёриқ а м п л и т у д а с и деб аталади. С б р о с деб шундай параклазларга айтиладики, улар қанотларининг кўчиши.(50° дан ортиқ) қия йўналишда рўй беради. С б р о с ёриқларидан узилувчи бурчак тик ёки қия бўлиши мумкин. Агар сброс ёриқлари пастга қанотлар томонига қия бўлса, у нормал сброс деб аталади. Кўтарилган қанотга қия бўлса, акс сброс ивзброс деб аталади.
Агар сброс қанотлари битта ёриқ орқали кўчса оддий сброс ҳосил бўлади. Мураккаб сброслар хам учрайди. Икки ён томони чўкмаган, параллел ёриқлар билан чегараланган, ўртаси чўккан жой г р а б е н дейилади. Оддий грабен иккита сброс билан чегараланади. Мураккаб грабен сброслар системаси билан чегараланади. Грабенларга Ўлик денгизи, Байкал кўли, Рейн водийси, Оҳангарон дарёси водийси мисол бўла олади. Катта ва мураккаб грабенлар системаси Шарқий Африкада Замбези дарёси, Катта Африка кўлларидан Эфиопиягача чўзилади.
Кейин бу система Африка билан Осиё орасидан ўтади, унинг маркази Қизил денгизга тўғри келади. Бу грабеннинг узунлиги тахминан 5000 км.
Қатламларнинг параллел ёриқ бўйлаб узилишидан чўкмай қолган ўрта қисмига г о р ст деб аталади. Икки томондан сброс билан чегараланган горстлар оддий, бир неча сброс билан чегаралангани—мураккаб горстлар деб аталади. Мураккаб горстларга Шарқий Саян, Ғарбий Тяншань ва бошқалар мисол бўлади. Горстлар горизонтга томон қийшайганлигига қараб икки хил: зинапоясимон (кўп боскичли) ва бир томонга қийшайган бўлади. Бир томони узилган горст бир томонлама горст дейилади. Бир неча сброслар системаси зинапоясимон горстларни ҳосил қилади. Баъзи ҳолларда эса сброслар билан чегараланган жойлар турлича: бири чўкса, иккинчиси кўтарилади, бундай сброслар компенсацион сброс деб аталади.
Сброс амплитудаси (тебраниш баландлиги) узилган қатламларнинг бир-биридан ажралган қисми орасидаги масофага тенг бўлади.
Бурмалар йўналишига қараб сброслар бўйлама, диагонал ва кўндаланг бўлади. Биринчиси бурма бўйича чўзилган бўлади, иккинчиси уни ўткир бурчак билан, учинчиси тўғри бурчак билан кесади. Сброслар қатламларнинг қиялигига қараб турлича бўлади. Қатламларнинг қияликлари ва сброс юзаси бир томонга йўналган бўлса м о с с б р о с, аксинчаси номос сброс (взброс) деб аталади.
Тоғ жинсларидан сброснинг ҳаракат йўналишини ўқда пайдо бўлган юзасига қараб аниқлаш мумкин. Бундай харакат натижасида ёриқлар юзаси текисланади, ўткир қаттиқ жинслар уларни тирнайди, ариқчалар ҳосил бўлади ва буршлар сурилиб кетади.
Ёриқлар деворларининг текисланган йилтироқ ойнасимон юзаси сирғаниш ойнаси (зеркало скольжения) деб юритилади. Сирғаниш ойнаси юзасининг қарама-қарши томони одатда ғадир-будур бўлади.
Ер ёриқлари деворларининг бирида пайдо бўлган чуқурчалар қарама - қарши деворда чиқиб турган қаттиқ жинс ёки минералларнинг бу деворни ўйишидан вужудга келади. Агар бундай чукурча учбурчак шаклида бўлса, учи харакат йўналишининг олд томонида, ёй шаклида бўлса, унинг қавариқ томони ҳаракат йўналишининг орқа томонида бўлади. Шунга кўра ҳаракат йўналишини аниқлаш осон.
Параклаз ёриқлари бўйича ҳаракатнинг йўналишини аниқлашда «тектоник гил» нинг (тоғ жинсларининг бир-бирига ишқаланиши натижасида майдаланган уни) роли каттадир.
Ёриқларни тўлдирувчи тектоник гил қатламларининг ажралган юзаси йўналишига томон энгашган бўлади. Тектоник гиллар ён жинслар тирналишидан ёки ёриқларда хосил бўлган минералланишдан кейин пайдо бўлганлигини микроскоп остида кўриб аниқлаш мумкин.
Ажралган структураларнинг геологик қидирув-ишларида аҳамияти катта. Бу структуралар рудага бой гидротермал суюқликларнинг ҳаракатланиши учун энг қулай жой ҳисобланади. Шунинг учун ҳам геологлар маъданларни излашда бундай тектоник структураларга катта аҳамият беришлари лозим.