Основные тектонические элементы земной коры и литосферы. Тектоническая расслоенность литосферы

Земная кора составляет самую верхнюю оболочку твердой Земли. Она покрывает нашу планету слоем, мощностью от 0 на некоторых участках срединно-океанских хребтов и океанских разломов до 70—75 км под высокими горными сооружениями Анд, Гималаев и Тибета. Состав и строе­ние коры очень различны под континентами и под океанами, что дало основание для выделения двух ее главных типов, но имеют­ся и промежуточные.

Океанская кора занимает на Земле несколько большую пло­щадь, чем континентальная, — 56% земной поверхности, но обла­дает значительно меньшей мощностью, обычно не превышающей 5—6 км и возрастающей лишь к подножию континентов. В ее строении выделяются три слоя. Первый, или осадочный, слой мощностью не более 1 км — в цент­ральной части океанов, вплоть до полного отсутствия местами в осевых зонах срединно-океаноких хребтов, и до 10—15 км — на периферии океанов, близ континентальных подножья. Возраст осадков этого слоя не превышает 180 млн. лет.

Второй слой океанской коры в своей верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелаги­ческих осадков. В нижней части 2-го слоя развиты параллельные дайки долеритов. Общая-мощность 2-го слоя 1,5—2 км.

Строение 1-го и 2-го слоев океанской коры хорошо изучена глубоководным бурением, наблюдениями со спускаемых подводпых аппаратов и драгированием. Второй слой на значительную-мощность (1726 м) вскрыт в восточной части Тихого океана, близ побережья Коста-Рики.

Третий слой океанской коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного и ультраосновного состава. Мощность 3-го слоя 5 км. Состав слоя довольно хорошо известен по данным дра­гирования и наблюдений с подводных аппаратов.

Считается, что породы 2-го и 3-го слоев образовались примерно одновременно с породами 1-го слоя. Имеются радиометрические датировки пород 2-го и 3-го слоев, свидетельствующие в пользу близости возраста основания осадочного слоя и двух других слоев океанской коры. Однако в некоторых случаях базальты 2-го слоя залегают с перерывом на породах 3-го слоя, это особен­но характерно для древних аналогов океанской коры.

Океанская кора, вернее кора океанского типа, не ограничива­ется в своем распространении ложем океанов, а развита также в глубоководных котловинах окраинных морей. Кроме того, имеются серьезные основания подозревать, что в глубоких впади­нах континентов и мелководных внутренних и окраинных морей, где мощность осадочного чехла составляет 10—12 км и более, он подстилается корой океанского типа.

В пределах складчатых поясов континентов находится и гораздо более древ­няя, вплоть до раннедокембрийской, кора океанского типа, пред­ставленная офиолитовыми

Континентальная кора распространена не только в пределах собственно континентов, за возможным исключением наиболее глубоких впадин, но и в пределах шельфовых зон конти­нентальных окраин и микроконтинентов. Общая площадь разви­тия континентальной коры меньше, чем океанской, составляет 41% земной поверхности. Средняя мощность континентальной ко­ры 35—40 км; она уменьшается к окраинам континентов и в пре­делах микроконтинентов и возрастает под горными сооружениями до 70—75 км.

Континентальная кора, так же как и океанская, име­ет трехслойное строение, но состав слоев, особенно двух нижних, существенно отличается от наблюдаемых в океанской коре. Слон эти следующие.

Осадочный слой. Его мощность изменяется от нуля на щитах до 10 и даже 20 км во впадинах платформ, передовых и межгор­ных прогибах горных поясов. В этих впадинах кора, под­стилающая осадки и обычно называемая консолидированной, мо­жет уже быть ближе по своему характеру к океанской, чем к кон­тинентальной. Возрастной диапазон пород осадочного чехла — до 1,7 млрд. лет, т. е. на порядок выше, чем осадочного слоя современных океанов. Верхний слой консолидированной коры выступает на поверхность па щитах и массивах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений; он вскрыт на глубину 12 км. Этот слой именуется гранитогнейсовым. Мощность дангого слоя коры достигает 15-20 км на платформах и 25-30 км в горных сооружениях. Нижний слой консолидированной коры. Первоначалык предполагалось, что между двумя слоями консолидированной ко­ры существует четкая сейсмическая граница, получившая название гра­ницы Конрада. Состав пород, слагающих нижнюк кору, как отмечалось, недостаточно известен, так как скважинам она не достигнута, а на поверхности обнажается фрагментарно. Этот слой называется гранулитбазитовым. В настоящее время большинство геофизиков различают верхнюю и нижнюю ко­ру по другому признаку — верхняя кора жесткая и хрупкая, нижняя — пластичная.

Между двумя крайними типами земной коры – океанским и континентальным — существуют переходные типы. Один из них — субокеанская кора — развит вдоль континентальных склонов и подножий. Суб­океанская кора представляет собой утоненную до 15-—20 км и про­низанную дайками и силлами основных магматических пород кон­тинентальную кору. Другой тип переходной коры — субконтиненталь­ный — образуется в вулканических дугах, обладает пониженной, ме­нее 25 км, мощностью и более низкой степенью консолидированности.

Поверхность Мохоровичича и состав верхней мантии. Граница между корой и мантией, обычно сейсмически достаточно четко вы­раженная скачком скоростей продольных волн известна как поверхность Мохоровичича. Обычно граница Мохо в океанах несет следы сильной тектонизации и можно предполагать, что вдоль нее происходят значи­тельные подвижки и даже срывы коры относительно мантии.

На континентах поверхность Мохо недоступна непосредствен­ному изучению и предполагают, что здесь пе­реход от коры к мантии носит более сложный характер.

На глубине около 400 км начинается быстрое возрастанне скорости сейсмических волн; отсюда до 670 км простирается слой Голицына, названный так в честь русского сейсмолога Б. Б. Голи­цына. Его выделяют еще в качестве средней мантии, или мезосферы — переходной зоны между верхней и нижней мантией.

Литосфера и астеносфера. В отличие от коры и мантии, выде­ляемым по геологическим данным (по вещественному составу) и данным сейсмологии (по скачку скоростей сейсмических волн на границе Мохоровичича), литосфера и астеносфера — понятия чис­то физические, вернее реологические. Исходным основанием для выделения астеносферы — ослабленной, пластичной оболочки, подстилающей более жесткую и хрупкую литосферу, — была необ­ходимость объяснения факта изостатической уравновешенности коры, обнаруженного при измерениях силы тяжести у подножия торных сооружений. Первоначально ожидалось, что такие соору­жения, особенно столь грандиозные, как Гималаи, должны созда­вать избыточное притйжение. Однако когда в середине XIX в. бы-

ли произведены соответствующие измерения, оказалось, что такого притяжения не наблюдается. Следовательно, даже крупные неровности рельефа земной поверхности чем-то компенсированы, уравновешены на глубине для того, чтобы на уровне земной по­верхности не проявлялось значительных .отклонений от средних значений силы тяжести. Таким образом, исследователи пришли к выводу что имеется общее стремление земной коры к уравнове­шенности за счет мантии; явление это получило название изостазии.

Существуют два способа осуществления изостазии. Первый заключается в том, что горы обладают корнями, погруженными в мшгтию, т. с. изостазия обеспечивается вариациями мощности земной коры и нижняя поверхность последней обладает рельефом, обратным рельефу земной поверхности; это гипотеза английского астронома Дж. Эри (рис. 2.5). В региональном масштабе она

обычно оправдывается, так как горные сооружения действительно обладают более толстой корой и максимальная толщина коры наблюдается у наиболее высоких из них (Гималаи, Анды, Гинду-куш, Тянь-Шань и др.). Но возможен и другой механизм реализа­ции изостазии: участки повышенного рельефа должны быть сло­жены менее плотными породами, а участки пониженного — более плотными; это гипотеза другого английского ученого—Дж. Пратта. В этом случае подошва земной коры может быть даже гори­зонтальной. Уравновешенность континентов и океанов достигает­ся комбинацией обоих механизмов — кора под океанами и много тоньше, и заметно плотнее, чем под континентами.

Вообще, как показали гравиметрические исследования, боль­шая часть поверхности Земли находится в состоянии, близком к

изостатическому равновесию; в частности, для иоширнии рии СССР это было показано М. Е. Артемьевым. Действие изостазии наглядно проявляется в том, что под тяжестью ледниковых покровов, достигающих 4-километровой мощности, поверхность коры в пределах Антарктиды и Гренландии испытала значитель­ное прогибание, опустившись на больших участках ниже уровня океана. Напротив, Скандинавия и Канада, освободившись срав­нительно недавно от ледникового панциря, испытывают поднятие, на порядок превышающее по скорости то поднятие, которое ohif испытывали до наступления ледникового периода.

Наибольшие отклонения от изостазии — изостатические анома­лии— обнаруживают островные дуги и сопряженные с ними глу­боководные желоба. Такие отклонения и тем более движения, на­правленные на нарушение, а не на восстановление изостатического равновесия, — антиизостатические движения — требуют специ­ального объяснения — привлечения действия дополнительных сил (см. ниже).

Для того чтобы стремление к изостатическому равновесию бы­ло эффективным, т. е. под дополнительной нагрузкой происходило» бы погружение коры, а при снятии нагрузки — ее подъем, надо, чтобы под корой существовал достаточно пластичный слой, спо­собный к перетеканию из областей повышенного геостатического давления в области пониженного давления. Именно для этого слоя, первоначально выделенного гипотетически, американский геолог Дж. Баррелл и предложил в 1916 г. название астеносфера, что означает «слабая оболочка». Это предположение было подт­верждено лишь много позднее, в 60-е годы, когда сейсмологами (Б. Гутенберг) было обнаружено существование на некоторой глубине под корой зоны понижения или отсутствия повышения, естественного при увеличении давления, скорости сейсмических волн. В дальнейшем появился другой метод установления астено­сферы— метод магнитотеллурического зондирования (А. Н. Тихо­нов), при котором астеносфера проявляет себя как зона пониже­ния электрического сопротивления. Кроме того, сейсмологи выяви­ли еще один признак астеносферы — повышенные затухания сейсмических волн.

Все эти особенности астеносферы характеризуют ее как обо­лочку пониженной по сравнению с литосферой вязкости. Такое свойство астеносферы объясняют частично расплавленным сос­тоянием слагающего ее вещества. Содержание расплава должно быть невелико и составляет всего лишь несколько процентов; пленка расплава вокруг твердых зерен снижает вязкость и уве­личивает пластичность. Обычно этому способствует повышение температуры, эффект которого на данной глубине может превзой­ти эффект повышения давления с глубиной, которое препятствует плавлению. Аналогичную роль может играть и снижение давления (декомпрессия), особенно резкое, например, вдоль разломов, свя­занных с растяжением, или при утонении литосферы.

к увеличению содержания расплава в астеносфере и к образованию магматических камер, питающих эффузивный или интрузивный магматизм. Образующаяся в астеносфере магма имеет базальтовый состав, т. е. содержит больше кремнезема, чем исходное ультраосновное вещество. И только при еще более высокой температуре происходит переход в расплав большего процента мантийного вещества и образование магмы ультраоснов­ного же состава. Но такие условия были широко распространены лишь на ранних стадиях развития Земли, до 2,5 млрд лет, — в ар-хее, когда тепловой поток был значительно более высоким, чем современный.

Итак, астеносфера является главным источником магматиче­ской деятельности на Земле. В XIX в. эта роль приписывалась гипотетическому расплавленному слою, подстилающему твердую кору. Но затем сейсмологи установили, что Земля является твер­дой вплоть до внешнего ядра. Тем самым возникла проблема с источником магмы. Открытие астеносферы решило эту проблему. Но магматические очаги возникают и в коре, и в литосферной ман­тии, они часто являются вторичными по отношению к астеносферным и играют подчиненную роль. Мантийные магмы, как отмеча­лось, имеют базальтовый состав; если они возникают за счет ис­тощенной, деплетированной мантии, их отличает крайне низкое содержание щелочей и вообще некогерентных элементов, их про­дуктом являются толеитовые базальты. В случае, если магмати­ческие очаги образуются в недеплетированной мантии, они дают щелочные базальты, обогащенные некогерентными элементами. Коровые магмы имеют более разнообразный и в общем более кислый состав, вплоть до риолитов и гранитов. Широко распрост­ранены породы, образовавшиеся благодаря взаимодействию ман­тийных магм с |коровым веществом; к ним относятся диориты, монцониты и др. Существенное влияние на состав магм и пород имеют поднимающиеся из мантийных глубин или из зон поддвига океанской коры флюиды, вызывающие метасоматические измене­ния мантии и (или) коры и привносящие в них легкоподвижные компоненты.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях литосферы. Течение астеносферного вещества увлекает за собой литосферные пластины-плиты (см. следующую главу) и вызыва­ет их горизонтальные перемещения. Подъем поверхности астено­сферы приводит к подъему литосферы, а в предельном случае — к разрыву се сплошности, образованию раздвига и опусканию. К последнему ведет также отток астеносферы.

Таким образом, из двух оболочек, составляющих тектоносферу, астеносфера является активным, а литосфера — относительно пас­сивным элементом. Их взаимодействием определяется тектониче­ская и магматическая «жизнь» земной коры. Однако, как мы уви­дим дальше, само существование астеносферы и течение ее веще­ства зависят от процессов, протекающих еще значительно глубже в земных недрах, вплоть до границы ядра, а возможно, п в самом ядре.

Первоначально считалось, что в океанах граница литосферы и астеносферы проходит на глубине 50—60 км, а па континентах — 100—120 км. Однако развитие глубинного сейсмического зондиро­вания показало, что амплитуда колебаний глубины кровли асте­носферы значительно больше. Б осевых зонах срединно-океанских хребтов, особенно на Восточно-Тихоокеанском поднятии, кровля астеносферы находится на глубине всего 3—4 км, т. е. литосфера ограничивается лишь верхней частью коры. По мере движения к периферии океанов толщина литосферы увеличивается за счет ни­зов коры, а в основном верхов мантии и может достигать 80— 100 км. В центральных частях континентов, особенно под щитами древних платформ, таких как Восточно-Европейская или Сибир­ская, мощность литосферы измеряется уже 150—200 км и более (в Южной Африке 350 км); по некоторым представлениям (Т. Джордан), она может достигать 400 км, т. с. здесь вся верхняя мантия выше слоя Голицына должна входить в состав литосферы.

Трудность обнаружения астеносферы на глубинах более 150— 200 .км породила у некоторых исследователей сомнения в ее су­ществовании под такими областям/и и привела их .к альтернативно­му представлению, что астеносферы как сплошной оболочки, т„ е. именно геосферы, не существует, а имеется серия разобщенных «астенолинз». С этим выводом, который мог бы иметь важное зна­чение для геодинамики, нельзя согласиться, так как именно ука­занные области демонстрируют высокую степень изостатической уравновешенности, ведь к ним относятся приведенные выше при­меры областей современного и древнего оледенения — Гренландия и др.

Причина того, что астеносферу не везде легко обнаружить, состоит, очевидно, в изменении ее вязкости по латерали или, ина­че говоря, в уменьшении контраста между литосферой и астено­сферой как в отношении скорости распространения сейсмических волн, так и в отношении электропроводности. Зависит это в конеч­ном счете от уменьшения содержания в астеносфере расплава; в пределе отличие астеносферы от литосферы может состоять лишь в аморфизации вещества. И все это определяется величиной иду­щего из недр теплового потока: чем выше этот поток и соответст­венно геотермический градиент, тем па меньшей глубине проис­ходит переход от литосферы к астеносфере и тем мощнее оказыва­ется последняя.

Уже древним грекам и римлянам, обитавшим в тектонически и сейсмически высокоактивной области Средиземноморья, было известно, что земная поверхность может испытывать поднятия и опускания, хотя их догадки о причинах этого были весьма наи и долго оставались такими. Не было и никакого представления о масштабах и скоростях этих движений. Впервые попытку определить знак и скорость современных движений предпринял в XVI знаменитый шведский естествоиспытатель А. Цельсий. Заинтересовавшись колебаниями уровня Балтийского моря, он сделал засечки на гранитных скалах шведского побережья, чтобы наблюдать за колебаниями уровня моря относительно этих засечек. Там же, в XIX в., известный исследователь Сибири И. Д. Черский сделал то же на берегу Байкала. В том же XIX в, по таким засечкам в Швеции и Финляндии было установлено, что северная часть побережий Балтики испытывает поднятие, а южная — опускание. Несмотря на очевидность определяющей роли в этом движении земной коры, в геологической литературе долго шли споры о том что служит основной причиной колебания уровня океана и связанных с ним морей — тектонические движения земной коры и континентов или собственные, эвстатические, колебания уровня океана, обусловленные изменениями объема бассейнов или заключенных в них масс воды. Это противоречие было разрешено лишь в 20-е годы нашего века финским геологом В. Рамзаем, указавшим что в действительности взаимодействуют оба фактора — тектонический и эвстатический.

Старейшим из методов изучения вертикальных движений яв­ляется водомерный метод, представляющий дальнейшее развитие идей Цельсия и Черского.

Начиная с 80-х годов прошлого столетия во многих портах ми­ра были установлены водомерные приборы — сначала рейки, за­тем мареографы с самозаписывающим устройством для наблюде­ний за изменением положения уровня моря. Эти изменения, как отмечалось, обусловлены двумя причинами: 1) собственными, эвстатическими, колебаниями уровня Мирового океана, обязанны­ми изменению объема его водной массы или рельефа дна; 2) под­нятием или опусканием берегов. Алгебраическое суммирование результатов наблюдений по всем портам мира, где установлены водомерные приборы, показывает, что в последнее столетие про­исходит систематическое повышение уровня океана со скоростью примерно 1,2 мм/год. Оно вызвано скорее всего таянием леднико­вых щитов Антарктиды и Гренландии в связи с потеплением кли­мата Земли. Между тем регистрируемые изменения уровня име­ют, как правило, более высокие значения и различный знак, что указывает на решающее значение второго фактора—движений береговой суши. Очевидно, чтобы получить правильное представ­ление об амплитуде и скорости последних, надо вычесть (в случае опускания) или сложить с замеренной величиной эвстатическую компоненту — 1,2 мм/год.

Водомерные наблюдения ведутся не только на берегах океа­нов и морей, но и на крупных озерах и реках, где интерпретация их результатов не отличается от вышеизложенной.

Метод повторного нивелирования. По мере строительства же­лезных дорог появилась необходимость периодического высоко­точного нивелирования вдоль их линий для обеспечения безопас­ности движения. Повторное нивелирование выявило изменение, от­меток реперов со временем. Оказалось, что в большинстве случа­ев эти изменения нельзя объяснить деформацией поверхности за счет экзогенных явлений (просадка или выпучивание грунта), что они носят систематический характер, т. е. происходят в данном пункте с одним знаком, и что этот знак обычно совпадает со зна­ком той структуры, на которой репер расположен, Это привело к выводу, что основной причиной смещения реперов являются дви­жения земной коры и что, следовательно, результаты повторного нивелирования вдоль железнодорожных линий могут быть ис­пользованы для выявления современных вертикальных движений суши (рис. 4.1). При этом необходимо увязать между собой изме­рения вдоль различных линии и привязать их к уровню океана в портах, где ведутся водомерные наблюдения. Подобная обработка данных повторного нивелирования позволила составить карту современных движений европейской части СССР (1958, 1963 гг.), а затем и всей Восточной Европы (1971 г.). Карты эти были сос­тавлены под руководством Ю. А. Мещерякова.

В дальнейшем повторное высокоточное нивелирование вошло б комплекс наблюдений, производимых на специальных геодинамических полигонах, которые были организованы в бывшем СССР в ряде районов (пос. Гарм в Таджикистане, окрестности Ашхаба­да, Ташкента, оз. Баскунчак в Астраханской области, Кольский полуостров и др.).

Результаты изучения современных вертикальных движений обоими описанными выше методами показали, что они происхо­дят со скоростью от долей до несколько миллиметров, реже более 10 мм/год. В большинстве случаев, как отмечалось, знак движений согласуется со структурным планом, указывая па унаследованное развитие поднятий и прогибов; для Русской равнины такое соот­ветствие наблюдается примерно в 70% случаев. Тем не менее в ряде районов знак движений и структур не совпадает; так, При­каспийская впадина по данным нивелировок испытывает поднятие, а Урал с прилегающими районами— опускание (но относитель­ное {поднятие по сравнению с непосредственным обрамлением). Парадоксально то, что на Русской равнине местами, например в центральной части Украинского щита, скорость поднятий оказыва­ется не меньшей, чем на Кавказе, — более 10 мм/год. Если допус­тить, что поднятие здесь шло с такой скоростью хотя бы в течение всего последнего миллиона лет, оно должно было создать (без поправки на денудацию) горы высотой в 10 км! И вообще скорость современных движений оказывается минимум на один-два поряд­ка выше, чем измеренная методом анализа мощностей для движе­ний более отдаленного геологического прошлого, и на порядок выше, чем установленная геоморфологическими методами для но­вейших движений. Этот «парадокс скоростей» может иметь двоя­кое объяснение: 1) реальное ускорение вертикальных движений в новейшую и особенно современную эпоху и 2) вертикальные дви­жения имеют колебательный характер и истинное представление об их скорости может дать лишь алгебраическое суммирование за достаточно длительный промежуток времени. Современная эпоха действительно отличается высоким темпом вертикальных движе­ний, но все же это ускорение недостаточно для объяснения «па­радокса скоростей». Основное значение имеет, очевидно, колеба­тельный характер движений, который подтверждается рядом фактов; изменением знака движений в портах Каспия относитель­но одного из них, принимаемого за неподвижный, или реперов при проведении третьего тура нивелировок в Прибалтике и др.

4.2. Методы изучения горизонтальных движений

Основным методом изучения горизонтальных движений до не­давнего времени служили повторные триангуляции, которые вна­чале также проводились не в целях выявления тектонических сме­щений и лишь затем стали использоваться в этом направлении. В настоящее время вместо триангуляции производятся трилатерации, при которых измеряется длина не одной, а всех сторон тре­угольника. Особенно заметные горизонтальные смещения, как и вертикальные, обнаруживаются после крупных землетрясений. Они нередко измеряются метрами {вертикальные смещения почти до 10 м при Гоби-Алтайском землетрясении 1957 г. и Аляскинском 1964 г.; горизонтальные до 21 м при Аляскинском землетрясении), В настоящее время изучение горизонтальных движений произво­дится с помощью лазерных дальномеров.

Результаты изучения горизонтальных движений показывают, что; скорость их не уступает скорости вертикальных движений, а часто превосходит последнюю. При этом горизонтальные движе­ния имеют не колебательный, а направленный характер, чем и объясняется то, что их суммарная амплитуда за определенный ин­тервал времени намного превышает амплитуду вертикальных дви­жений. Так, на Гармском полигоне, расположенном на стыке Па­мира и Тянь-Шаня, за последние 40 лет смещение Памира в сторо­ну Тянь-Шаня происходило со скоростью около 2 см/год.

Однако заключение об устойчивом однонаправленном знаке го­ризонтальных движений не должно абсолютизироваться. В от­ношении ряда сдвигов установлено, что знак перемещения по ним изменялся во времени. Но такие изменения происходили через значительные промежутки времени, на несколько порядков пре­восходящие период наблюдений за современными движениями-. Тем не менее следует отметить, что во время некоторых крупных землетрясений, например Токийского 1923 г., наблюдались крат­ковременные обращения знака горизонтальных движений земной поверхности.

Особый интерес представляет выявление относительных сме­щений литосферных плит. Прежние попытки измерения этих сме­щений путем повторного определения географических координат для. пунктов, расположенных на разных континентах, обычным астрономическим методом были признаны недостаточно надежны­ми. В настоящее время используются для других, значительно бо­лее точных метода повторного измерения расстояния между от­даленными пунктами: 1) с помощью лазерных отражателей, уста­новленных па Лупе или на искусственных спутниках Земли; 2) с помощью регистрации радиосигналов от квазаров (длиннобазовый радиоинтерферометрический метод). Точность определения отно­сительного смещения плит этими методами достигла порядка сан­тиметра в год. Поскольку, скорость смещения плит составляет обычно несколько сантиметров в год (для некоторых плит более 10 см/год; см. рис. 5.1), то данные, накопленные за несколько лет измерений, уже по крайней мере на порядок превосходят возмож­ную ошибку этих измерений. Такие данные уже получены (на­блюдения ведутся с 1979 г.), и результаты их обработки приведе­ны на рис. 4.2 и 4.3. Как видно из их сопоставления с кинемати­кой литосферных плит, определенной по новейшим линейным маг­нитным аномалиям в океанах, между ними наблюдается хоро­шая сходимость, подтверждающая реальность горизонтальных пе­ремещений плит, предполагаемых в теории тектоники литосфер­ных плит, и достоверность определения их направления и скорости по океанским магнитным аномалиям.

На основании изучения современных вертикальных и горизон­тальных движений установлено, что вся поверхность Земли охва­чена этими движениями, первые носят колебательный, а вторые — направленный характер. Поскольку скорость вертикальных дви­жений, замеренная в подвижных поясах и па континентальных платформах, оказывается соизмеримой, можно предполагать, что па платформах колебательный характер этих движений проявлен более отчетливо, чей в подвижных поясах, т. е. здесь они явля­ются более короткопериодическими. В подвижных поясах вертикальные движения также более дифференцированы по площади, т. е. сопряженные волны поднятий и опусканий уже, чем на плат­формах, а градиент движений, т. е. изменение скорости движений на единицу расстояния, -- на порядок или два выше.

Помимо изучения вертикальных и горизонтальных смещений земной поверхности проводится изучение изменения ее наклонов специальными приборами — наклономерами, а также деформаций — деформографами. Последние представляют собой закреп ленные с двух концов кварцевые стержни, изменение длины которых и регистрируется.