2015-10-22
1521
ЛЕКЦІЯ 1
ПРЕДМЕТ ГЕОТЕКТОНІКИ, ЇЇ ПІДРОЗДІЛИ ТА
ЕТАПИ РОЗВИТКУ. ПРАКТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ
І ТЕОРЕТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ ГЕОТЕКТОНІКИ
Геотектоніка в перекладі з давньогрецької означає “будова Землі ”. Отже, геотектоніка як геологічна наука займається вивченням будови, рухів, деформації і розвитку земної кори (літосфери) у зв’язку із розвитком Землі в цілому. Тому під будовою земної кори вона розуміє розташування в ній тіл, утворених різними гірськими породами, які прийнято називати формами залягання гірських порід або структурами.
Геотектоніка – це узагальнююча теоретична дисципліна, що синтезує дані багатьох інших дисциплін, зокрема, стратиграфії, петрографії, геохімії, геофізики, регіональної геології. При цьому вона базується на даних фізики, хімії, астрономії та використовує складний математичний апарат. Практичне значення геотектоніки зумовлене важливістю тектонічного фактора у формуванні родовищ корисних копалин. Тектонічні карти використовуються для прогнозної оцінки тих чи інших районів. Дані вивчення тектонічних рухів та сейсмічності обов’язково враховуються при господарській діяльності, будівництві, сейсмічному районуванні та прогнозуванні землетрусів.
Основними розділами геотектоніки є: морфологічна геотектоніка або структурна геологія вивчає форми залягання гірських порід в земній корі, причини їх утворення та розвитку.
Регіональна геотектоніка вивчає просторове розташування і послідовність формування структурних форм у межах тих чи інших регіонів, континентів, океанів або всієї планети. Вона є частиною регіональної геології і використовується для прогнозних і пошуково-розвідувальних робіт, виявлення закономірностей розміщення родовищ корисних копалин.
Історична геотектоніка вивчає закономірності розвитку тектонічних рухів та взаємозв’язок у часі різномасштабних структур. Вона є важливою складовою історичної геології. Специфічність останнього олігоцен-четвертинного етапу розвитку планети та методів його вивчення зумовили виділення особливого розділу історичної геотектоніки – неотектоніки.
Геодинаміка спрямована на визначення рушійних сил і механізмів тектонічних перетворень у межах тектоносфери та їх взаємозв’язку з глибинними планетарними процесами. Вона займається процесами руху літосферних плит, вивчає динамічні умови, які виникають в їх межах та прогнозує характер тектонічних деформацій і рухів у майбутньому. Це наймолодший напрям у геотектоніці, що базується на досягненнях польової тектонофізики, лабораторного та математичного моделювання.
Сейсмотектоніка знаходиться на стику геотектоніки і сейсмології, вивчає причини виникнення землетрусів і тектонічних умов їх розвитку.
Тектонічна картографія також вважається важливим розділом геотектоніки. Тектонічні карти, відображаючи структуру земної кори, мають широке застосування як у теоретичних побудовах, так і в прикладних інженерно-геологічних дослідженнях.
Основні методи геотектоніки базуються на структурному аналізі, який полягає у вивченні природних структурних форм в просторі, встановленні послідовності та умов їх формування. Важливою метою структурного аналізу є реконструкція напружених станів, які спричинили ті чи інші деформації. На основі порівняльного методу проводиться порівняння морфології та історії різних типів структурних форм з метою одержання їх загальної характеристики. На основі застосування геодезичних, геоморфологічних та інших методів проводиться аналіз сучасних рухів земної кори.
Палеотектонічний аналіз дозволяє відновити історію рухів і деформацій земної кори, розташування і форми елементів її будови у минулі геологічні епохи.
Геофізичні методи відіграють провідну роль у процесі дослідження глибинної будови тектоносфери Землі. Основне місце посідають сейсмічні методи. Реєстрація пружних коливань від землетрусів дозволяє визначати швидкість сейсмічних хвиль на різних глибинах.
Історія геотектоніки – це, насамперед, історія виділення структурних елементів Землі різного рангу і законів, що описують їхні властивості та співвідношення. Основи геотектоніки були закладені в XVII столітті датським вченим Н. Стено. При цьому російський вчений М.В.Ломоносов та шотландський вчений Дж. Геттон створили першу наукову гіпотезу розвитку структури земної кори – гіпотезу підняття. В XIX ст. поряд з прогресом геологічного картування склалась структурно-геологічна термінологія. В 50-80 рр. XIX ст. американськими та французькими геологами закладено основи вчення про геосинкліналі, яке відіграло надзвичайно важливу роль в розвитку геотектоніки. Його доповнили вченням про стабільні ділянки земної кори – платформи. Ці два вчення склали основний стрижень загального уявлення про еволюцію структури земної кори – від геосинкліналей до орогенів і далі до платформ.
Починаючи з 40-х років XXст. було виявлено, що платформи в процесі тектонічної активізації можуть знову перетворюватись в гірські споруди – вторинні орогени. Платформи стали розглядатись як більш складні і менш стійкі структури земної кори. Велика увага почала приділятись областям гороутворення, які зазнають тектонічної активізації.
Спеціальні дослідження були проведені в областях розвитку острівних дуг, глибоководних котловин та глибоководних океанічних жолобів. Виявлено величезні за простяганням (більше 60 тис. км) серединні підняття в океанах з рифтовими системами, які представляють собою потужні підняття земної кори. Наявність суттєвих неоднорідностей по горизонталі в земній корі і мантії свідчить про певний зв’язок поверхневих структур з глибинними процесами.
Перша половина XX ст. характеризується успішним продовженням досліджень з використанням геофізичних методів у галузі структурного розчленування земної кори і Землі в цілому. Сейсмічні та гравіметричні дослідження дали змогу створити зонально-сферичну модель планети. За фізичними властивостями були виділені земна кора, мантія, ядро, у земній корі виявлені додаткові геофізичні границі. Петрографічні дослідження магматичних утворень різних регіонів привели до уявлення про речовинне розшарування кристалічних мас у надрах Землі, а гравіметричні та геоморфологічні спостереження дали підставу зробити висновки про суттєву різницю в будові земної кори. У зв’язку з відкриттям радіоактивності та відмовою астрономів від космічної гіпотези Канта-Лапласа виникають уявлення про сейсмічні зони та глибинні розломи; як самостійні напрями виділяються неотектоніка і сейсмотектоніка.
З’являється гіпотеза переміщення материків, яка дала початок принципово новому напряму геотектоніки – мобілізму. Удосконалюється вчення про геосинкліналі, платформи та глибинні розломи, розвивається формаційний аналіз, розпочинається вивчення сучасних рухів.
Друга половина XX ст. ознаменувалася значними успіхами у вивченні земної кори і тектоносфери Землі, особливо океанів, перехідних зон між континентами і океанами, глибинних зон земної кори і верхньої мантії. Це стало можливим завдяки бурхливому розвитку геофізичних та геохімічних методів дослідження надр, вдосконалення засобів буріння глибоких свердловин, вивчення океанічного дна та зондування Землі з космосу.
На базі нових даних була розроблена тектоніка літосферних плит – новий науковий світогляд, що докорінно змінив уяви про будову і розвиток Землі. Початком розвитку цих ідей можна вважати статті американських геофізиків Г.Хесса (1962) і Р.Дітца (1961), де були виказані припущення щодо виникнення сучасних океанів за рахунок розростання океанічного дна в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, які є зонами виходу на земну поверхню мантійної речовини. За уявленнями цих авторів смугоподібні ділянки новоствореного океанічного дна рухалися синхронно в обидва боки від океанічних хребтів і знову занурювалися в мантію в океанічних жолобів.
Тектоніка плит або нова глобальна тектоніка – це геодинамічна теорія, яка пояснює рухи, деформації і сейсмічну активність верхньої оболонки Землі. Відповідно до цієї теорії літосфера підстеляється менш в’язкою астеносферою і поділяється на сім великих і малих плит, границі яких проводяться по згущенню джерел землетрусів.
Суттєвим доповненням до тектоніки плит служить концепція тектонічного розшарування літосфери, найбільш досконало розроблена в кінці 70-80 років минулого століття. Відповідно до цієї концепції неоднорідність при тектонічних імпульсах створює умови для горизонтальних зривів поверхневих або внутрішньо-літосферних гірських мас, що переміщуються з різними швидкостями. В геологічній історії розвитку Землі такий процес фіксується зміною її структурного плану. Однією із поверхонь горизонтальних зривів є поверхня Мохоровичича, яка роз’єднує земну кору і верхню мантію. Зриви і рухи літопластин проходять також на інших рівнях всередині геосфери.
Рух тектонічних плит і тектонічне розшарування приводять до тектонічних деформацій, наслідком яких є тектонічні порушення або дислокації, які поділяються на три класи: розривні (диз’юнктивні), складчасті (плікативні) та ін’єктивні.
Серед розривних дислокацій одні утворюються в умовах розтягнення – скиди, інші в умовах стиснення – підкиди, насуви, тектонічні покриви, треті в умовах сколювання – зсуви. Серед складчастих дислокацій розрізняють складки гірських порід поздовжнього і поперечного згину, а також складки сколювання. Перші виникають під дією вертикально-зорієнтованих сил, другі і треті – під дією горизонтальних сил. Ін’єктивні дислокації пов’язані із поступленням в породи осадового чохла земної кори, магми або метаморфічних порід аномально малої густини – солей, глин, гнейсів.
Успіхам геотектоніки сприяло складання тектонічних карт Європи, Євразії, Північної Америки, Канади, Африки та інших континентів. Вони мають як теоретичне значення для уточнення понять про основні структурні елементи земної кори і структурні комплекси, так і практичне застосування, оскільки складають основу прогнозних карт, карт перспектив нафтогазоносності.
Контроль питання
ЛЕКЦІЯ 2
ВНУТРІШНЯ БУДОВА ЗЕМЛІ ТА ВЛАСТИВОСТІ
ЇЇ ГЕОСФЕР
Земля є однією з планет Сонячної системи, яка включає групу космічних тіл, поєднаних силами взаємного тяжіння: центральне світило – Сонце, 9 великих планет зі супутниками, понад 5 тис. малих планет або астероїдів, декілька сотень комет і безліч метеоритів. Основна частка загальної маси системи (99,87%) припадає на Сонце, а всі інші тіла обертаються навколо нього, крім супутників, що обертаються навколо своїх планет.
Вивчення внутрішньої будови Землі є одним з головних завдань геотектоніки і геологічної науки в цілому. Земля як космічне тіло Сонячної системи складається з газоподібних, рідких і твердих речовин. В цілому спостерігається закономірне збільшення густини і маси речовини від периферії до центру нашої планети, в результаті чого сформувалось декілька оболонок, які розрізняються між собою за будовою, речовинним складом і властивостями. Виходячи з цього в будові Землі виділяють три основні оболонки(геосфери): тверду, рідку та газоподібну. Для безпосереднього вивчення земної кори і верхів мантії, водної і повітряної оболонки планети використовуються переважно геофізичні методи. Завдання ускладнюється необхідністю з’ясування не лише теперішньої будови Землі, а й тих змін та перетворень, яких вона зазнала впродовж останніх 4-5 млрд. років.
У зв’язку з цим надра нашої планети, особливо надглибокі горизонти, досліджуються штучним шляхом, який базується на аналізі штучних полів Землі, тобто на даних сейсморозвідки, гравіметрії, геотермії, вимірюванні частот власних коливань Землі, експериментальних даних про властивості і поведінку гірських порід в умовах високих тисків і температур.
Найчастіше застосовується хвильове (сейсмічне) поле, яке протягом декількох хвилин може пронизати Землю наскрізь та подати відповідну інформацію про її внутрішні геосфери. Це поле виникає як природним шляхом при землетрусах так і створюється штучно при проведенні вибухів різної потужності. Цими дослідженнями разом з іншими геологічними і геохімічними дослідженнями встановлено, що Земля складається з трьох основних геосфер – земної кори, мантії і ядра, які в свою чергу поділяються на ряд інших шарів. Товщина земної кори неоднакова, вона змінюється від 5-6 км під океанами до 70-75 – під гірськими спорудами.
Таким чином, до середини минулого століття склалися уявлення про поділ планети на 5 оболонок: внутрішнє ядро, зовнішнє ядро, нижня мантія, верхня мантія і земна кора. Залежно від величини швидкостей розповсюдження сейсмічних хвиль та характеру їх зміни з глибиною в надрах Землі виділяють 8 сейсмічних шарів: А – земна кора; B – підкорова зона; C – шар Голіцина; D – зона мантії з ядром; Е – рідке зовнішнє ядро; F – перехідна зона ядра; G – тверде внутрішнє ядро. Крім того, в надрах Землі виділяють особливо міцний шар – літосферу і нижчележачий розм’яклий шар – астеносферу (рис.2.1).
Літосфера – зовнішня, відносно міцна оболонка твердої Землі, яка залягає над менш в’язкою і більш пластичною астеносферою. Літосфера майже повсюдно складається із земної кори і верхнього шару - мантії товщиною декілька десятків кілометрів. Нижня границя літосфери нерізка і виділяється за зменшенням в’язкості, швидкості розповсюдження сейсмічних хвиль і збільшенням електропровідності, що зумовлюється підвищенням температури і частковим розплавленням речовини. Основними методами встановлення границі між літосферою та астеносферою є сейсмічний і магнітотелуричний.
Частка земної кори в загальній масі планети представляється у вигляді однорідного шару ефективною товщиною 35 км, її зовнішня тверда оболонка обмежується знизу границею Мохоровичича. В основі сучасних уявлень про структуру, склад та інші характеристики земної кори лежать геофізичні дані про швидкість розповсюдження пружних хвиль, яка на границі Мохоровичича стрибкоподібно збільшується від 7,5 до 8,2 км/с.
В цілому для земної кори характерна вертикальна і горизонтальна неоднорідність, яка відображає різний характер її еволюції в різних частинах планети, а також її суттєву переробку в процесі останнього етапу розвитку (30 – 40 млн. років тому). Можливо, що частина земної кори знаходиться у стані ізостатичної рівноваги, яка у випадку порушення швидко відновиться завдяки наявності астеносфери.
Під горами земна кора витончується, а в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів майже повністю пропадає. Земна кора як геосфера складає незначну частину від загального об’єму і маси Землі. За складом і товщиною виділяють три основні типи земної кори: континентальну, океанічну та кору перехідних областей (рис.2.2).
Континентальна кора характеризується максимальною товщиною, яка досягає 70 км, складається з магматичних, метаморфічних та осадових порід та має товщину 10-15 км. Нижче залягає гранітно-гнейсовий шар товщиною 10-20 км, складений магматичними і метаморфічними породами переважно кислого складу. В нижній частині континентальної кори залягає потужний шар базальтів товщиною до 40 км.
Границі між цими шарами простежуються за відбиттям сейсмічних хвиль, швидкість проходження в яких і характер заломлення або відбиття від поверхні розділу неоднакові. Так, в осадовому шарі швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль складає 1,5 – 5,0 км/с; в гравійно-гнейсовому – 5,8 – 6,0 км/с; і в базальтовому – 6,0 – 7,4 км/с. Це й дало можливість встановити додаткові границі розділів у континентальній корі та виділити між гранітно-гнейсовим і базальтовим шарами поверхню розділу – “поверхню Конрада”. Характерною особливістю континентальної кори є наявність так званих коренів гір – різкого збільшення товщини земної кори під гірськими спорудами, наприклад, під Гімалаями вона досягає 70-80 км.
Океанічна кора займає 56% земної поверхні і відзначається порівняно невеликою потужністю 5-7 км. В її будові розрізняють три шари: осадовий шар, потужністю декілька сотень метрів, який виклинюється в осьових зонах серединно-океанічних хребтів і потовщується до 10-15 км на периферії океанів, представлений незцементованими розсипчастими осадами товщиною до декількох сотень метрів; базальтовий – товщиною 1,5-2,0 км, утворений в основному продуктами підводних вивержень вулканів із незначними прошарками ущільнених осадів. Базальтовий шар відслонюється поблизу гребенів серединно-океанічних хребтів. Третій шар вивчений недостатньо. Є підстави вважати, що він складений кристалічними породами основного рідше ультраосновного складу.
Знизу океанічна кора підстилається кристалічними утвореннями верхньої мантії, а під гребенями серединно-океанічних хребтів вона залягає над резервуарами базальтових розплавів. Вважається, що вік порід другого і третього шарів близький до віку осадового шару.
Кора перехідних областей розвинута в основному по периферії великих континентів, де розташовані окраїнні моря та замикаються цілими архіпелагами островів. Тут відбувається зміна континентальної кори на океанічну. Ця зона за своєю будовою, товщиною, речовинним складом, густиною, швидкістю і характером проходження сейсмічних хвиль є перехідною.
Мантія розташована між підошвою земної кори та поверхнею земного ядра на глибині 2900 км. Вона охоплює зони B,C,D’,D” і традиційно поділяється на верхню(шар B,C) і нижню(D’,D”) мантію. Шар B протягується від поверхні Мохоровичича до глибини 400 км. Пізніше в межах мантії на глибині 400 – 670 км російський геофізик Голіцин установив інтенсивне зростання швидкостей сейсмічних хвиль – цей шар отримав назву “ шар Голіцина ”. Поняття про мантію з’явилось у зв’язку з відкриттям ядра, розташованим в інтервалі глибин 2900 – 6371 км. Сейсмічна межа між мантією і ядром на глибині близько 2900 км була відкрита Гутенбергом у 1914 році і отримала назву " границяГутенберга". У верхній частині мантії знаходиться шар пониженої в’язкості, твердості та міцності, з яким пов’язують положення фокусів більшості землетрусів – астеносфера. Пониження в’язкості астеносфери зумовлено високою температурою, яка приводить до часткового виплавлення базальтової магми. В астеносфері проходить перетікання речовини, яке викликає вертикальні і горизонтальні тектонічні рухи блоків літосфери.
Нижня мантія знаходиться в інтервалі глибин 950 – 2900 км. За характером розповсюдження в ньому сейсмічних хвиль його часто поділяють на дві частини. Верхня частина (950-2700) км) характеризується подальшим наростанням швидкості поширення поздовжніх і поперечних хвиль з глибиною. Однак, поблизу підошви нижньої мантії на глибині 2700-2900 км швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль сильно знижується. Це викликано неоднорідністю складу і високим градієнтом температури.
Центральну частину планети займає ядро Землі, радіус якого дорівнює 3486 км. Воно надійно виділяється за сейсмічними даними, перш за все за відбитими від його поверхні поздовжніми і поперечними хвилями, зниженням швидкості поздовжніх хвиль в 1,7 рази і за повним затуханням у зовнішньому ядрі поперечних хвиль. Це сприймається як доказ рідкого стану речовини.
В будові ядра Землі виділяють дві границі на глибинах 4980 км і 5120км. У зв’язку з цим земне ядро поділяється на три зони: зовнішнє ядро (шар E), яке залягає в інтервалі глибин 2900-4980 км; перехідна оболонка (шар F), яка знаходиться в інтервалі глибин 4980-5120 км; суб’ядро (шар G), яке знаходиться на глибині 5120 км.
Зовнішнє ядр о має унікальні властивості, оскільки не пропускає поперечних сейсмічних хвиль. Це свідчить про відсутність в ньому пружного опору зсуву, тобто ця частина ядра щодо поширення сейсмічних хвиль поводить себе як рідина, знаходячись під дією високих тисків і температур.
Суб’ядро може знаходитися у твердому стані, в якому розповсюджуються поперечні хвилі.
Шар F є перехідною оболонкою між шарами, речовини яких знаходяться у різних фазових станах.
Про походження ядра Землі єдиної думки немає. Вважають, що воно утворилось внаслідок гравітаційної диференціації первинної Землі в період її росту або пізніше.
ЛЕКЦІЯ 3
ТЕКТОНОСФЕРА, ЇЇ БУДОВА, СКЛАД
ТА СТРУКТУРОТВОРНІ ПРОЦЕСИ В НІЙ.
АСТЕНОСФЕРА, ЛІТОСФЕРА ТА ІЗОСТАЗІЯ
Введення в геотектоніку півстоліття тому поняття “ тектоносфера ” віддзеркалювало розуміння того, що тектонічні рухи і деформації верхньої твердої оболонки Землі зумовлені процесами, які відбуваються в більш глибинних геосферах.
Тектоносфера – це частина зовнішньої оболонки Землі товщиною 100-200 км, що охоплює земну кору і верхню мантію, в якій проходять тектонічні і магматичні процеси, що зумовлюють вертикальну і горизонтальну неоднорідність складу і фізичних властивостей їх речовини. Існує два основних типи тектоносфери: континентальний і океанічний. Найбільш суттєві відмінності між ними спостерігаються в будові та складі земної кори.
Земна кора континентального типу має середню товщину близько 40 км. При цьому спостерігається зв’язок товщини кори з рельєфом. Кора завжди товстіша під гірськими спорудами і тонша під рівнинами і западинами. Така закономірність відповідає її ізостатичному стану. Одночасно дана закономірність є частиною значно більшої закономірності – товщина кори від країв континенту до його центральних областей збільшується. Це стає очевидним, якщо порівняти тектонічні зони одного типу у внутрішніх частинах континенту та на його окраїнах. Наприклад, у внутрішніх областях Східноєвропейської платформи товщина земної кори досягає 50 км, а в прилеглих шельфових областях зменшується до 15 км. На континентальних схилах, де глибина моря досягає 3 км, континентальна земна кора повністю виклинюється і заміщується океанічною корою.
Континентальна кора ділиться на верхню і нижню. Значну частину верхньої кори можна вивчати геологічними методами, а нижню – тільки геофізичними та геохімічними. На поверхні континентальної кори залягає осадовий шар, розповсюджений нерівномірно від 0 до 20 км. Фундаментом осадового шару є частина консолідованої кори, яка називається гранітним шаром. Склад шару відомий переважно за виходами гірських порід на поверхню давніх кристалічних щитів. Він приблизно на 50% складений гранітами, на 40% - гнейсами та іншими метаморфічними породами та на 10% - основними і метаморфічними породами гранулітової і еклогітової фацій. Правильніше за Бєлоусовим цей шар слід було б називати не гранітним, а граніто-гнейсовим або граніто-метаморфічним. При середній товщині континентальної кори 40 км, товщина граніто-гнейсового шару складає 15-20 км. За сейсмічними даними швидкість розповсюдження в ньому поздовжніх хвиль змінюється від 5 до 6,5 км/с.
Нижня кора за швидкістю розповсюдження сейсмічних хвиль (6,5 – 7,4 км/с) була названа базальтовим шаром. Однак, на думку Бєлоусова базальт як порода в ньому відсутній. За сукупністю даних, нижня кора складена інтрузивними (габро), а також метаморфічними породами. В ній можливі включення ультраосновних порід (перидотитів і піроксенів), в значній мірі серпентинізованих. Тому була запропонована назва “ грануліто-базитовий шар” товщиною до 40 км. Підошва шару відповідає поверхні Мохоровичича.
Для речовини континентальної земної кори характерним є надзвичайно сильне збагачення лужними, лужноземельними, радіоактивними елементами. Вміст води в породах континентальної кори закономірно зменшується зверху вниз. В осадових породах він досягає 10%, а в породах граніто-гнейсового шару складає декілька відсотків. Породи грануліто-базитового шару можна вважати практично сухими.
В континентальній земній корі температура з глибиною збільшується. В її підошві в місцях проявлення спокійного платформового режиму вона не перевищує 6000 C, а в зонах молодого горотворення і вулканізму – 12000 C.
З глибиною росте всесторонній тиск.
Кора океанічного типу різко відрізняється від континентальної як за товщиною так і за складом. Тверда океанічна кора має переважно товщину 6-7 км, вона збільшується до 20 км під океанічними островами, підводними хребтами і платоподібними підняттями, під глибоководними жолобами вона на декілька кілометрів стає тоншою. Верхній шар океанічної кори – осадовий чохол – дуже тонкий і у відкритому океані його товщина складає декілька сотень метрів.
Під осадами знаходиться одноманітний шар базальтів з шаруватою окремістю товщиною 1,5 – 2,5 км. Нижче знаходиться третій шар, який також називається “ океанічним ”. Його склад відомий лише по невеликих виходах в стінках глибоких розломів на дні океану, де гірські породи, представлені габро, амфіболітами, серпентинітами та ультраосновними породами. Другий і третій шари утворюють так званий фундамент океанічної кори, який складається основними та ультраосновними породами: вулканічними вверху та інтрузивними внизу. Граніто-гнейсовий шар в океанічній корі відсутній. В її складі немає метаморфічних порід, які спостерігаються в корі континентального типу. На відміну від континентальної в океанічній корі мало лужних, лужноземельних, радіоактивних та інших елементів.
Виділяють проміжні типи земної кори: субокеанічний та субконтинентальний. Субконтинентальна кора характерна для окраїн материків і острівних дуг – це тонка периферійна кора, товщиною 15-20 км на межі океанів і континентальної платформи та до 35 км під гірськими хребтами та острівними дугами. Субокеанічна кора розвинута у внутрішніх і крайових морях, де глибина не перевищує 2 км. ЇЇ фундамент подібний з базальтовим фундаментом океанічної кори, має велику товщину розсипчастих осадів. Вона коливається в межах 3-6 км, однак в Чорному морі вона збільшується до 15 км, а в південній западині Каспійського моря – до 20 км.
На відміну від земної кори і мантії, які виділені за сейсмічними та геологічними даними виділення понять літосфера і астеносфера пов’язане з необхідністю обгрунтування гравітаційної врівноваженості гірських споруд (ізостазії). Для того, щоб під додатковим навантаженням земна кора прогиналась, а при його знятті піднімалась, необхідна здатність підкорової речовини до перетікань з областей з підвищеним тиском в області пониженого тиску. Саме для такого гіпотетичного шару Дж. Барелл в 1916 р. запропонував назву астеносфера, що означає ослаблений шар. Значно пізніше Б.Гутенберг вперше довів існування на певній глибині зон понижених швидкостей сейсмічних хвиль. З розширенням сейсмічних досліджень сформувалось уявлення про “шар Гутенберга”, який ототожнювався з астеносферою Барелля.
Вище астеносфери розташовується тверда і відносно жорстка літосфера. Припускалося, що виникнення астеносфери пов’язане з частковим плавленням речовини верхньої мантії. Згодом астеносфера почала розглядатись як базовий рівень магматичних процесів. Існування астеносфери сприймається як обов’язкова умова переміщень літосферних плит; підняття астеносфери приводить до підняття і розриву літосфери на окремі фрагменти, а опускання – до їх розсування.
Сейсмологи вважають астеносферою шар з пониженими швидкостями пружних хвиль; гравіметристи – рівень ізостатичної компенсації; геоелектрики виділяють астеносферу за підвищеною провідністю. Залучення різних методів значно допомогою поглибити розуміння астеносфери. Зокрема, розширено амплітуду коливань глибини покрівлі і підошви астеносфери. Під осьовими зонами серединно-океанічних хребтів покрівля астеносфери виявляється на глибині 3-4 км, тобто літосфера обмежується тут лише верхньою частиною земної кори. Натомість під щитами древніх континентальних платформ потужність літосфери сягає 300-400 км, тобто до складу літосфери входить не лише кора, а майже вся верхня мантія.
Товщина літосфери під океанами стабілізується тільки на відстані близько 1000 км від осей океанічних рифтів і становить 70-80 км. Континентальна літосфера в зонах давніх платформ значно товстіша від літосфери складчастих областей. Тривалий час серед найбільших структурних елементів літосфери фігурували континенти і океани. Вони і тепер залишаються першопорядковими елементами літосфери. Виявилось, що на кожному конкретному етапі розвитку Землі її літосфера розчленувалася на великі літосферні плити, здатні до переміщень. Літосферні плити в загальному випадку складені фрагментами з континентальним та океанічним типами кори. Взаємодіючи між собою, плити змінюють свої розміри та геометрію. Таким чином, літосферні плити, до складу яких входять материки і частини океанів, відображають поділ літосфери на певному етапі її розвитку і належить до найбільших геоструктурних елементів. Сучасна літосфера має сім великих елементів: Євразійська, Північно-Американська, Південно-Американська, Африканська, Тихоокеанська, Індоавстралійська та Антарктична.
Виділяючи континенти і океани як головні елементи літосфери, слід пам’ятати, що до континентів відносяться також континентальні шельфи, крайові плато і мікроконтиненти, тобто всі фрагменти літосфери з корою континентального типу. З іншого боку океанічний тип кори характерний для глибоководних котловин окраїнних та деяких внутрішніх морів.
З існуванням астеносфери пов’язують явище ізостазії, яке проявляється в намаганні літосфери до врівноваженого стану. Саме астеносфера є тим пластичним шаром, який вирівнює тиск різновисотних і різногустинних блоків літосфери. Приблизно на глибині 100 км тиск літосфери виявляється однаковим незалежно від рельєфу місцевості. Отже, астеносфера з одного боку є генератором тектонічної активності літосфери, оскільки в ній проходить рух магматичних мас, а з другого боку – це область затухання рухів літосфери.
Будова тектоносфери та зміни її будови визначаються рухами земної речовини, її фазовими переходами, магматизмом і метаморфізмом. Традиційно головну увагу звертають на процеси, пов’язані з механічними рухами речовини земної кори, тобто на тектонічні рухи.
Традиційно головну увагу звертають на процеси, пов’язані з механічними рухами речовини земної кори, тобто на тектонічні рухи. Зараз можна виділити два кардинальних підходи на структуротворні процеси, які відбуваються в тектоносфері. Це класифікації В.Є.Хаїна та В.В.Бєлоусова.
В.Є.Хаїн пов’язав окремі структуротворні процеси з різними глибинами земної кори. Він виділив процеси: екзотектонічні, що проходять на поверхні Землі, викликані екзогенними причинами; поверхневі, джерело яких знаходиться в осадовому шарі земної кори; корові, виникнення яких пов’язане з явищами, що проходять в земній корі; глибинні, які відбуваються у верхній мантії; надглибинні, викликані явищами, що відбуваються в нижній мантії і в ядрі Землі.
В.В.Бєлоусов запропонував таку класифікацію: внутрішньокорові, що відбуваються в обмеженому об’ємі земної кори; загальнокоров і, в формуванні яких приймає участь вся товща кори від поверхні до границі Мохоровичича; внутрішньомантійні, викликані фазовими змінами і диференціацією речовини; наскрізні коромантійні, викликані вклиненням в кору магми, що піднімається із верхньої мантії, або перемішуванням матеріалу кори і мантії на їх границі.
ЛЕКЦІЯ 4
ТЕКТОНІЧНІ РУХИ ЗЕМНОЇ КОРИ, МЕТОДИ ЇХ ВИВЧЕННЯ ТА КЛАСИЦІКАЦІЯ. ЗАГАЛЬНІ
ВЛАСТИВОСТІ ТЕКТОНІЧНИХ РУХІВ
Людство давно помітило зміни рівня моря: в одному місці воно відступає, в іншому наступає на сушу. Ранні представлення про існування піднять та опускань земної поверхні, які в подальшому трактувались як тектонічні рухи, містяться в працях давньогрецьких філософів – Арістотеля і Страбона. Вони базувались на спостереженнях багатьох поколінь рибалок, моряків Скандинавії, які помічали, що море біля берегів міліє, з’являються нові острови, а деякі острови стають півостровами. Разом з тим, біля берегів Голландії спостерігалось зворотне явище – море наступало на сушу і затоплювало родючі землі. Щоб запобігти затопленню все більших просторів суші, почали зводити греблі. Отже, коливання рівня моря зумовлюється як власне тектонічними підняттями – опусканнями того чи іншого району, так і зміною маси води у Світовому океані.
Тектонічні рухи – це механічне переміщення земної речовини, викликане утворенням геологічних структур або зміною їх будови. Основною причиною виникнення тектонічних рухів є внутрішня енергія Землі. Прояву тектонічних рухів може сприяти зміна швидкості обертання земної кулі та деякі космічні явища, наприклад, гравітаційне поле. Представлення про існування тектонічних рухів виникло ще в античний час і протягом всієї історії становлення і розвитку геології розглядалось як одне з найважливіших. Тектонічні рухи не тільки призводять до зміни геологічної будови літосфери, але й впливають на формування родовищ корисних копалин. Тому вивчення тектонічних рухів має важливе як теоретичне так і практичне значення.
Причина таких явищ полягає не в зміні рівня моря, а у вертикальних рухах земної кори, які відбуваються безперервно і повсюдно протягом всієї геологічної історії. Повсюдність і безперервність роблять коливні рухи процесом, на фоні якого відбуваються більш локальні та обмежені в часі тектонічні процеси.
В.Є.Хаїн спочатку запропонував поділити всі тектонічні рухи на вертикальні і горизонтальні. У більш пізній його класифікації вони поділяються на:
а) за глибиною закладення – екзотектонічні, поверхневі, корові, глибинні, надглибинні та планетарні;
б) за напрямком переміщень – вертикальні і горизонтальні;
в) за характером даформацій – зв’язні та розривні
Поверхневі рухи проявляються в осадовому шарі літосфери, складеному пластичними породами (глина, кам’яна сіль, гіпс), здатними під дією тиску переміщуватися в просторі та змінювати геологічну структуру вищезалягаючих порід. В межах осадового шару відбуваються також процеси ущільнення осадів, що призводить до виникнення поверхневих рухів. Серед них можна виділити як вертикальні так і горизонтальні рухи. Не зважаючи на різноманітність їх виникнення, вони існують тільки в межах осадового шару літосфери.
Поверхневі рухи призводять до деформації пластів, зминання осадових порід у складки гравітаційного ковзання, зсувні складки, складки нагнітання (діапіри). Різновидністю поверхневих рухів можна вважати техногенні рухи, викликані діяльністю людини, наприклад, просідання покрівлі гірничих виробок, занурення поверхні в районах великих міст.
Глибинні рухи проявляються в межах астеносфери і літосфери, включаючи також її осадовий шар. Їх проявлення пов’язане з астеносферою і може викликатися явищем ізостазії, фазовими переходами речовини, різними змінами, що проходять в пластичному шарі верхньої мантії. Певний вплив на виникнення і прояв глибинних рухів здійснюють зовнішні сили, що виникають при зміні кутової швидкості обертання Землі. В результаті прояву вертикальних глибинних рухів відбувається диференціація континентів і океанів, платформ і геосинкліналей на позитивні і від’ємні структурні елементи різних порядків. Горизонтальні глибинні розломи можуть проявлятися на границях різних шарів літосфери і приводити до утворення підкидів, насувів, зсувів, пластинчастих та складчастих форм.
Надглибинні рухи виникають в низах мантії. Можливими причинами їх виникнення вважаються процеси диференціації магми з виділенням з неї важких залізовміщуюючих сполук, що стікають у ядро Землі. Легкі і сильно нагріті маси нижніх шарів мантії піднімаються вверх, досягаючи астеносфери і літосфери. Підняті, а потім опущені вниз мантійні маси утворюють конвективний рух речовини, що приводить до проявлення на поверхні Землі надглибоких вертикальних і горизонтальних рухів. Основним результатом надглибинних рухів вважаються горизонтальні рухи літосферних плит, які призводять до руйнування континентів, закладення і розвитку океанів та до створення нових континентів.
Планетарні рухи охоплюють планету в цілому. Їх зародження відбувається в земному ядрі. За уявленнями В.А.Обручева, П.Н.Кропоткіна та інших вчених наша планета зазнає пульсаційної зміни об’єму, тобто періоди збільшення об’єму змінюються періодами його зменшення. Відображенням планетарних рухів на земній поверхні є підняття та опускання великих блоків літосфери, можливо всієї літосфери в цілому. Планетарні рухи поки що найменше вивчені, очевидно вони проявляються переважно у формі вертикальних рухів.
Загальні властивості тектонічних рухів – це складність, підпорядкованість, комплексність, періодичність, повсюдність, постійність в часі.
Складність тектонічних рухів полягає в тому, що кожна точка земної поверхні зазнає впливу як вертикальних так і горизонтальних рухів різного рангу.
Підпорядкованість тектонічних рухів полягає в тому, що вертикальні і горизонтальні рухи малого масштабу проявляються на фоні рухів більшого масштабу. Найбільш значні, планетарні тектонічні рухи охоплюють всю земну кулю і на їх фоні проявляються всі поверхневі і глибинні рухи. Область прояву глибинних рухів обмежена астеносферою і літосферою, Поверхневі рухи охоплюють тільки осадовий чохол земної кори.
Комплексність тектонічних рухів проявляється у взаємозв’язку різних типів рухів. Горизонтальні рухи можуть продовжувати вертикальні і навпаки. Переважно тектонічні рухи проявляються комплексно з переважанням горизонтальної або вертикальної компоненти. Сукупність різнотипних рухів утворює процес, який називається тектогенезом.
Періодичність тектонічних рухів є важливою властивістю тектогенезу, який проявляється нерівномірно і характеризується чергуванням зусиль посилення і послаблення.
Відносно великі максимуми тектонічної діяльності називають тектоно - магматичними фазами або фазами складчастості. Їх тривалість не перевищує перших мільйонів років. Згущення фаз вказує на загальне підвищення інтенсивності тектоногенезу в даний проміжок часу. Такий часовий відрізок отримав назву тектоно-магматичної епохи або епохи складчастості. Тривалість цих епох складає 10-20 млн.років, тривалість інтервалів, що їх розділяють – 30-40, а іноді 60-80 млн.років. Для тектоно-магматичних епох характерна зміна тектонічного режиму на окремих ділянках земної кулі, що призводить у деяких випадках до переходу геосинклінальних областей у платформові. Такі епохи називають платформотворними.
Повсюдність тектонічних рухів полягає в тому, що вони проявляються практично в кожній точці земної поверхні. Тому неможливо визначити в кожній конкретній точці, які саме види тектонічних рухів приводять до переміщення в просторі.
Постійність в час і притаманна всім видам тектонічних рухів і проявляється в тому, що тектонічні рухи відбувались в геологічному минулому Землі, відбуваються сьогодні і будуть проходити в майбутньому. При цьому інтенсивність рухів в часі може змінюватись. В залежності від часу проявлення вони діляться на давні (рухи, що проходили в донеогеновий період), новітні (рухи, що проходили в неоген-четвертинний період) та сучасні (рухи, проходять за історичну пам’ять людства – умовно останні 5-6 тис. років).
ЛЕКЦІЯ 5
МЕТОДИ ВИЗНАЧЕННЯ ВЕРТИКАЛЬНИХ
І ГОРИЗОНТАЛЬНИХ ТЕКТОНІЧНИХ РУХІВ
Вивчення тектонічних рухів є важливим завданням історичної геотектоніки. Воно дозволяє відновити історію розвитку Землі та правильно зрозуміти закономірності формування і просторового розподілу родовищ корисних копалин. У зв’язку з тим, що проявлення тектонічних рухів має складний характер і не завжди достовірно можна визначити генетичний тип рухів, вивчають переважно проявлення вертикальних і горизонтальних тектонічних рухів.
Оскільки вертикальні рухи контролюють процеси осадконакопичення та краще проявляються у складі гірських порід, методи їх визначення обгрунтовані достовірніше за методи дослідження горизонтальних рухів.
При вивченні давніх, новітніх і сучасних вертикальних рухів використовуються різні методи. Давні рухи вивчають за допомогою методів товщин, фацій, формацій, перерв у осадконакопиченні. Для вивчення новітніх рухів використовують геоморфологічні і біогеографічні методи. Сучасні рухи аналізують за методами водомірних спостережень, геодезичними, геоморфологічними і сейсмологічними методами.
Метод товщин застосовується для вивчення давніх і значно менше для новітніх висхідних вертикальних рухів. Він базується на уявленні про компенсацію тектонічного прогинання процесами накопичення осадів. У цьому випадку товщина накопичених відкладів відповідає амплітуді прогинання певної ділянки земної кори. Найбільш виразно цей процес проявляється на платформах. Глибоководні океанічні западини, відокремлені від континентів підводними підняттями, характеризуються некомпенсованим прогинанням.
З метою вивчення особливостей просторового розподілу товщин відкладів певного віку складають карту товщин або ізопахіт (ліній рівних товщин). Аналіз карти товщин дозволяє кількісно оцінити амплітуду прогинання різних ділянок в межах території, яка вивчається, виділити западини і прогини, склепіння і вали. На основі карт ізопахіт складають палеотектонічні карти, на яких зображають наявність і просторовий розподіл структурних елементів минулої геологічної епохи, що дає можливість відновити історію розвитку основних структурних елементів даної території.
Для одержання уявлень про швидкість тектонічного прогинання будь-якого району земної кори складають картишвидкостей занурення. Вони будуються на основі карти товщин з врахуванням поправок на ущільнення осадів і глибину їх відкладання. Швидкості прогинання характеризують тектонічний режим різних великих структур літосфери (платформ, синкліналей). Різновидністю методу товщин є об’ємний метод, який базується на підрахунку сумарних об’ємів відкладів, визначенні розміру і швидкості підняття по об’єму знесеного з нього матеріалу. Метод складний тому не знайшов широкого застосування.
Метод фацій – один з основних методів, який дозволяє реконструювати фізико-географічні умови минулих епох. За допомогою цього методу вивчаються вертикальні тектонічні рухи. Фація – це комплекс відкладів, відмінних за складом, фізико-географічними умовами утворення від сусідніх відкладів того ж стратиграфічного горизонту. Виділяють три основні типи фацій: морські, континентальні, лагунні. Найбільш надійним критерієм віднесення відкладів до тої чи іншої групи фацій є наявність або відсутність в них залишків морської фауни. Одночасно використовуються дані про наявність порід і мінералів типового морського або континентального походження, дані про характер шаруватості, гранулометрії порід, ступеня окатаності уламків, площі розповсюдження порід.
Морські фації поділяють на прибережні, мілководні (шельф), середнього моря, глибоководні.
Континентальні фації формуються на суші під впливом різноманітних факторів – текучих вод, вітру, льодовиків і в значній мірі залежать від кліматичних умов, рельєфу місцевості, тектонічних рухів. Значні території континентів постійно є областями розмиву і вивітрювання. Серед континентальних виділяють елювіальні, делювіальні, колювіальні, алювіальні, еолові, озерні, болотні фації.
В групі лагунних фацій крім власне лагунних виділяють дельтові фації. Специфікою осадконакопичення в лагунах є аномальна соленосність – підвищена в областях аридного і понижена в областях гумідного клімату. При фаціальному аналізі складають фаціальні карти і профілі. На картах показують територіальне розповсюдження різних типів фацій, виділяють області відсутності відкладів, які є переважно областями зносу уламкового матеріалу. Аналіз карт фацій дозволяє якісно характеризувати розповсюдження областей тектонічного підняття і прогинання, виявляти зони великих розломів і флексур. На основі фаціального аналізу складаються палеогеографічні карти, на які наносяться основні елементи рельєфу земної поверхні минулих епох, показуються області суші, моря, давні берегові лінії, прибережні зони, області розмиву, знесення уламкового матеріалу, шляхи транспортування уламків. Таким чином, відновлюється палеогеографія певного періоду в геологічній історії.
Метод формацій дозволяє вивчати характер проявлення не тільки вертикальних, але й горизонтальних рухів, оскільки аналізується сумарний ефект тектонічних рухів, що визначає режим розвитку великих територій земної кори. Під формаціями розуміється закономірне і природне поєднання різних гірських порід, утворених на певній стадії розвитку основних структурних зон земної кори. На відміну від фацій формації відтворюють палеотектонічні умови минулих геологічних епох. Формації переважно складаються з декількох фацій, а тому формація розглядається як комплекс фацій. Основними факторами, що визначають риси формації є тектонічний режим, палеогеографія та вулканізм.
При використанні методу формацій будуються формаційні колонки, на основі яких будують формаційні карти і формаційні профілі. Аналіз вказаних графічних документів дозволяє аналізувати палеотектонічний режим розвитку певного району, диференціювати район на платформи, геосинкліналі та орогенні області.
Метод перерв дозволяє аналізувати фази тектонічної активності, які найчастіше супроводжуються структурною перебудовою території, зміною плану складчастості. Усі процеси і явища проявляються у вигляді перерв і неузгоджень. Встановлення режиму давніх вертикальних рухів у епохи перерв осадконакопичення здійснюється за допомогою складання палеогеографічних карт. Попередньо на основі складання розрізів свердловин виявляють регіональні неузгодження, які прослідковуються в межах району досліджень; в кожній конкретній точці спостережень встановлюють вік порід, розташованих під неузгодженозалягаючим комплексом. Точки з одновіковими відкладами з’єднують і одержують палеогеграфічну карту, яка читається так само як звичайна геологічна карта. Палеогеографічні карти дають можливість оцінити напрямок і амплітуду вертикальних рухів навіть в епохи відсутності в даному районі процесів осадконакопичення.
Новітні вертикальні рухи відображаються в рельєфі місцевості, тому їх вивчають в основному геоморфологічними методами. Вони базуються на взаємодії новітніх рухів з екзогенними процесами, які певним чином відображаються в сучасному рельєфі місцевості. Найбільш простими є методививчення річкових систем і річкових терас для рівнин і методвивчення давніх поверхонь вирівнювання для гірських районів.
Методи вивчення річкових терас. Морські тераси відповідають частині минулої мілини, що примикає до давнього берегового уступу, а їх тильні шви відповідають береговій лінії часу формування тераси. Формування нової тераси на нижчому рівні відповідає зниженню рівня моря, а затоплення давніх терас свідчить про його підвищення. Про характер тектонічних рухів говорить і форма морського узбережжя загалом. Так, для узбережжя, що піднімається (відступ моря – морська регресія), характерний абразійний тип з різко порізаним контуром, скельними берегами, перезаглибленими гирловими частинами річкових долин, ерозія внутрішнього шельфу, відокремлення лиманів до напівсолоних озер, осушення шельфу, ерозійне розчленування узбережної рівнини. Про опускання узбережжя (морська трансгресія - наступ моря) свідчить акумулятивний тип узбережжя, розширення зони заплавно-болотних відкладів, підтоплення русел річок, розвиток лиманів за рахунок їх пригирлових частин. Наявність коралових рифів, які формуються на глибинах 45-50 м також свідчить про вертикальні тектонічні рухи.
Метод вивчення давніх поверхонь вирівнювання особливо ефективний в молодих, активно розвинутих гірських спорудах. Крім терас на схилах і у вершинних частинах ділянок, що піднімаються виникають поверхні вирівнювання. Це слабохвилясті, субгоризонтальні або слабонахилені нагірні рівнини, які утворюються там, де всі водні потоки досягли профілю рівноваги, а їх долини практично злилися.
Методи вивчення горизонтальних рухів знаходяться в початковій стадії розробки і об'єднують метод формацій, палеомагнітний метод, метод неузгоджень. Встановлено, що певні формації вказують на горизонтальні переміщення пластин земної кори. Наприклад, формація "дикого флішу", розвинута в Карпатах, утворюється за рахунок формування фронтальних частин насунутих в горизонтальному напрямку покривів. Він складається із тонкозернистих піщано-глинистих, рідше карбонатних порід з включенням грубоуламкового матеріалу.
На горизонтальний рух окремих блоків земної кори вказують також зони тектонічного дроблення порід, що підстилають рухомі блоки. Ці пласти дислокованих брекчій одержали назву меланж (з французького – суміш).
Палеомагнітний метод базується на вивченні магнітного поля Землі в минулі геологічні епохи. Гірські породи, а особливо ефузивні зберігають орієнтування магнітних мінералів у відповідності до напрямку силових ліній магнітного поля Землі в період свого утворення. Палеомагнітні виміри показали, що положення полюсів змінювалися в часі і просторі. Ці факти пояснюються горизонтальним переміщенням материків з поступовим наближенням до сучасного положення. Метод дозволяє відновити траєкторії горизонтальних рухів окремих материків протягом сотень мільйонів років.
Метод неузгоджень базується на уяві про те, що горизонтальні рухи викликають появу в розрізі різних неузгоджень (кутових, азимутальних, дизгармонійних та інших).
Новітні і сучасні горизонтальні рухи досліджуються геоморфологічними, геодезичними і сейсмологічними методами. Геоморфологічні методи вивчають новітні сучасні зсувні деформації земної кори вздовж розломів. Геодезичні методи дозволяють з високою точністю фіксувати сучасні горизонтальні рухи. З їх допомогою встановлено, що горизонтальне зміщення в центральних районах Європи складає 2,5 см протягом 100 років. Для вивчення сучасних горизонтальних рухів використовують дистанційні методи, що базуються на дишифруванні аерокосмічних фотографій. В комплекс цих методів входять: візуальні спостереження, фотографічне, телевізійне, спектрометричне, інфрачервоне і радарне знімання, а також магнітні, радіаційні, рентгенівські, лазерні методи досліджень.
ЛЕКЦІЯ 6
СУЧАСНІ, НОВІТНІ І ДАВНІ ТЕКТОНІЧНІ РУХИ,
МЕТОДИ ЇХ ВИЗНАЧЕННЯ,
КЛАСИФІКАЦІЇ ТА АНАЛІЗУ
Під сучасними рухами розуміють рухи останніх трьох століть, для визначення яких почали використовувати інструментальні та геодезичні методи. Першим їх застосував у XVIII ст. відомий шведський природознавець А.Цельсій, який зацікавився рухами рівня Балтійського моря, зробив засічки на гранітних скелях Шведського узбережжя. У XIX ст. по таких засічках у Швеції і Фінляндії встановили, що північна частина цього узбережжя зазнає підняття, південна – опускання. Сучасні тектонічні рухи пов'язуються з особливостями розвитку структури земної кори на новітньому етапі, починаючи з олігоцену, тобто за останні 40 млн.років. Справа в тому, що до початку олігоцену склались умови для утворення структур і рельєфу, близькі до сучасних. Останнє дало можливість вирішення зворотного завдання – за сучасним рельєфом визначати спрямованість, амплітуду і швидкість новітніх рухів та стало основою геоморфологічних методів їх вивчення.
Про тенденції та швидкості сучасних тектонічних рухів свідчать також численні історико-археологічні дані: затоплені або, навпаки, високо підняті портові споруди, тектонічні деформації шарів з рештками давніх культур.
Існує два методи вивчення сучасних вертикальних рухів: водомірний і метод повторного нівелювання високої точності.
Метод повторного нівелювання високої точності – найбільш точний, виконується за сталими профілями (вздовж залізниць, автомобільних доріг) або на спеціальних геодинамічних полігонах. Узагальнення даних різночасових нівелювань свідчить про те, що сучасні вертикальні рухи поширені повсюдно. Їхні швидкості змінюються і сягають 10 мм/рік. Знак переміщень здебільшого узгоджується з характером будови того чи іншого району. Найбільш достовірні результати можна отримати при порівнянні ходів нівелювання, які повторно проводяться через 10-20 років. За результатами повторних нівелювань складають карти сучасних рухів, на яких вимальовуються області сучасних підняттів та опускань. Такі карти, зокрема, були підготовлені для Європейської частини СРСР (1958, 1967 рр.) і Східної Європи (1971 р.). На них виділяються субмеридіальна Естоно-Карпатська і Середньоруська зони підняттів, підняття Головного Кавказького хребта (12-15 мм/рік), зона опускання Підмосковного басейну, підняття Донбасу (2-6 мм/рік). Деякі міста плавно піднімаються: Таллін – 2,3 мм/рік; Вільнюс – 3,8; Харків – 3,9; Київ – 0,4; інші опускаються: Вітебськ – 1,4; Петербург – 0,4; Москва знаходиться поблизу нейтральної лінії.
Швидкість сучасних рухів виявляється на один порядок вищою, ніж швидкість, заміряна методом аналізу товщин для рухів більш давнього минулого, і на порядок вищою, ніж встановлена геоморфологічними методами для новітніх рухів. Це пояснюється двома причинами: реальним прискоренням вертикальних рухів в новітню, а особливо в сучасну епоху; вертикальні рухи мають коливний характер.
Важливим показником коливних рухів взагалі є їх градієнт, тобто зміна відносної висоти двох точок, віднесена на відстані між ними і до одиниці часу. Градієнти сучасних коливних рухів змінюються переважно від 2×10-8 до 5×10-8 в рік, що відповідає приросту різних висот між точками, розташованими на відстані 100 км на 2-5 мм/рік.
Основними методами вивчення горизонтальних тектонічних рухів до недавнього часу були методи повторної тріангуляції. Зараз їх вивчення проводиться за допомогою лазерних далекомірів.
Швидкість горизонтальних рухів є не меншою за швидкість вертикальних рухів, а інколи переважає її. При цьому горизонтальні рухи мають не коливний характер, а спрямований. Цим пояснюється їх більша амплітуда порівняно з амплітудою вертикальних рухів.
Метод повторних тріангуляцій є основним засобом вивчення сучасних горизонтальних рухів. В його основі лежить розбивка земної поверхні на систему трикутників із зафіксованими вершинами. Неодноразові вимірювання кутів та сторін таких трикутників за допомогою лазерних далекомірів дозволяють виявити характер відносних горизонтальних переміщень вершин трикутників та, відповідно, блоків земної кори. Миттєві горизонтальні переміщення проявляються після великих землетрусів, причому амплітуда одноразових зміщень досягає декількох метрів.
Новітніми називають тектонічні рухи неогену та антропогену (останні 20-25 млн.років), що зафіксовані в сучасному рельєфі і часто зберігають свої тенденції до наших днів. Особливостями новітніх рухів є: коливний характер, широкий діапазон зміни швидкостей (0,05 мм/рік на платформах і 0,3 мм/рік у складчастих областях). Тривалість новітнього періоду визначається часом формування і збереження сучасного рельєфу, що й зумовлює широке застосування геоморфологічних методів у процесі вивчення новітніх рухів. Оскільки новітніми рухами створено основні риси сучасного рельєфу земної поверхні, то головними методами їх вивчення є геоморфологічні методи.
Для вивчення новітніх тектонічних рухів застосовуються наступні методи: орографічний метод, морфометричний метод, метод вивчення річкових долин і терас, метод вивчення морських терас, метод вивчення давніх поверхонь вирівнювання.
Орографічний метод базується на відповідності типу рельєфу типові тектонічних структур. Наявність гір, де відбуваються інтенсивні процеси денудації, є показником висхідних рухів, тоді як заповнені осадами западини свідчать про опускання цієї місцевості під час їх накопичення. Вірогідність прямого вираження в рельєфі структурних форм прямо пропорційна швидкості росту структури та стійкості її ядра щодо денудації і обернено пропорційна інтенсивності денудації. У формах рельєфу часто залишаються сліди змін інтенсивності рухів, їх уповільнення, зупинки або зміни напрямів. Для океанів аналогом цього методу є батиметричний метод. Тут також, незважаючи на маскування осадами, локальні структури "просвічуються" у вигляді додатних чи від'ємних форм рельєфу.
Морфометричний метод застосовується для детального оконтурення піднять і западин та виявлення активних розломів у межах сильно розчленованих денудацій молодих гірських провінцій і денудаційних рівнин платформ. Метод полягає в складанні карт ерозійного врізу. Топографічні карти, що є вихідним матеріалом, обробляються таким чином, щоб зняти вплив денудаційного розчленування. Застосування методу обмежується платформовими областями.
Метод вивчення річкових долин і терас. Тектонічні рухи знаходять відображення у формі поздовжнього і поперечного профілю річкових долин. На ділянках підняття збільшується нахил русла, спрямляються меандри, звужується заплава, відклади представлені грубішими різновидами меншої потужності, звужується долина, тераси стають вузькими, досягають значної висоти над руслом, їх число зменшується. На ділянках опускання, навпаки, нахил русла зменшується, долина і заплава розширюються, з'являються меандри, алювій стає тоншим за складом і потужнішим, тераси – широкими, акумулятивного типу. Тераси є показником зміни базису ерозії. При загальному піднятті гірської країни тераси розходяться вверх за течією. Стійкі опускання є причиною формування широкої заплави, потужного алювію. У випадку формування ізольованого антиклінального підняття ріка його огинає або прорізає з утворенням долин. Перебудова структурного плану часто призводить до утворення річкових перехватів, які також є свідченням тектонічних рухів. Структурно неоднорідні райони мають складні профілі річкових долин.
Метод вивчення морських терас. Тераси – це полого нахилені в бік моря ділянки, які відповідають верхній частині колишньої материкової мілини, що примикала до давнього берегового уступу. Її тильний шов відповідає береговій лінії часу формування тераси і саме по ньому вимірюється його сучасна висота над рівнем моря. Може відбуватися пониження рівня моря і вироблення нової тераси на більш низькому рівні, що є наслідком двох причин: проявленням від'ємних коливань або підняттям суші. На шельфі біля берегів часто зустрічаються затоплені тераси, що свідчить про швидке підняття рівня моря або швидке опускання суші. Для берегів, що зазнали занурення, характерним є порізаний контур з численними затоками, бухтами, півостровами. Береги, що зазнають підняття, мають акумулятивний характер, з'являються лагуни, відбувається підняття коралових рифів.
Про характер тектонічних рухів говорить і форма морського узбережжя загалом. Для узбережжя, що піднімається (відступморя – морська регресія), характерний абразійний тип з різко порізаним контуром, скельними берегами, перезаглибленими гирловими частинами річкових долин, ерозія внутрішнього шельфу, відокремлення лиманів до напівсолоних озер, осушення шельфу, ерозійне розчленування узбережної акумулятивної рівнини. Про опускання узбережжя (морська трансгресія) свідчить акумулятивний тип узбережжя, розширення зони заплавно-болотних відкладів, підтоплення русел річок, розвиток лиманів за рахунок їх пригирлових частин. Наявність коралових рифів, які формуються на глибинах 45-50 м, також свідчить про вертикальні тектонічні рухи.
Метод вивчення давніх поверхонь вирівнювання. Крім терас на схилах і у вершинах ділянок, що піднімаються, виникають поверхні вивітрювання. Це слабохвилясті, субгоризонтальні або слабонахилені нагірні рівнини, утворені там, де всі водні потоки досягли профілю рівноваги, а їх долини практично злилися. Найбільш давні і високі поверхні займають центральні частини гірських хребтів, інші – їхні схили. Зазвичай вони формуються під час тривалих зупинок підняття гірських систем. Їх утворення пов'язане з періодичним пожвавленням тектонічних рухів.
Оскільки поверхня вирівнювання утворюється над рівнем моря, то її поверхня може
