Тектонічна будова території України

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

КУРСОВА РОБОТА

з дисципліни «Геологія»

на тему: «Тектонічна будова території України »

Зміст

Вступ

Розділ 1. Тектонічні структури східноєвропейській платформи

1.1 Український кристалічний щит

1.2 Воронезький кристалічний масив

1.3 Дніпровсько-Донецька западина

1.4 Донецька складчаста область

Розділ 2. Палеозойські тектонічні структури

2.1 Західноєвропейська платформа

2.2 Скіфська плита

2.3 Добруджі

Розділ 3. Альпійські складчасті структури

3.1 Карпатська складчаста система

3.2 Кримська складчаста система

Висновки

Список використаних джерел

Вступ

Під впливом внутрішніх та зовнішніх геологічних сил земна кора та поверхня Землі безупинно змінюються. Взаємодія цих сил відбувається протягом усієї історії земної кори і є однією із діалектичних рис її розвитку. Про безупинний рух земної кори і в наші дні свідчать землетруси, діючі вулкани, наступ моря, підняття материків тощо. Тектоніка - одна із фундаментальних природничих наук. Сформована спільними зусиллями геологів та географів трохи більше 100 років тому, вона не тільки досліджує рельєф земної поверхні, що сприяє вирішенню низки наукових та прикладних завдань, але й намагається вирішувати чимало проблем, пов'язаних із функціонуванням довкілля у цілому.

Тектоніка - розділ геології, наука про будову, рухах, деформаціях і розвитку земної кори (літосфери) у зв'язку з розвитком Землі в цілому. Основні завдання, що стоять перед тектонікою, визначили її основні підрозділи. Важливим є і практичне значення вивчення рельєфу. Розшуки корисних копалин, проектування, будівництво та експлуатація інженерних споруд, проведення різних видів господарської діяльності. За минулі десятиліття тектоніка плит значно змінила свої основні положення.

Актуальність теми. Поверхня планети, вірніше її рельєф, який зобов'язаний своїм виникненням та існуванням постійній взаємодії ендогенних (тектонічним рухам, магматизму, складу та властивостям гірських порід) та екзогенних (змінюваним властивостям атмосфери та гідросфери, що залежать від надходженням сонячного тепла і породжують перебіг рельєфоутворюючих процесів) чинників, своїм самим життям концентрує, розподіляє, диференціює, словом, визначає шляхи міграції речовини, енергії та інформації, якими повсякчас обмінюються численні складники довкілля, у тому числі - людина зі своїми наслідками господарської діяльності. Крім впливу на зазначені категорії матерії (речовину, енергію та інформацію), рельєф Землі сам зазнає постійних змін у результаті функціонування як усього довкілля, так і окремих його складників. Тому він безперервно перетворюється завдяки процесам формування рельєфу, які також є важливим об'єктом дослідження тектоніки.

Таким чином викладене вище зумовлює актуальність дослідження курсової роботи.

Об'єктом дослідження курсової роботи є тектонічна будова території України.

Предметом дослідження - характеристика різновікових тектонічних структур території України.

Метою курсової роботи є дослідження особливостей тектонічної будови території України, та як наслідок рельєфу, сформованого тектонічними рухами для виявлення корисних копалин на її території.

Мета дослідження передбачає виконання таких завдань:

· дослідити поняття тектоніки та тектонічної будови;

· визначити особливості тектонічних структур території України;

· виявити зв'язок поширення корисних копалин України з тектонічною будовою її території.

Методи дослідження - аналітичний, описовий, графічний, картографічний.

Розділ 1. Тектонічні структури східноєвропейській платформи

1.1 Український кристалічний щит

Наша країна розташована у західній частині найбільшого материка - Євразії, центральній частині Європи. Територія України в основному лежить у межах двох великих структур - Східноєвропейської платформи та Альпійсько-Гімалайського складчастого поясу (його Середземноморської області). Основна частина території України сформувалася у докембрійський час. Це південна частина давньої Східноєвропейської платформи. На її місці в архейську і протерозойську ери неодноразово виникали острівні дуги, окраїнні моря, океанічні жолоби тощо. Вертикальні і горизонтальні рухи земної кори призводили до зминання в складки і виникнення гірських масивів. Давні гори зруйнувалися і утворили жорсткий кристалічний фундамент платформи, що уповільнило тектонічні рухи у її межах. Приблизно 1700 млн. років тому завершився етап формування Східноєвропейської платформи. Подальший її розвиток пов'язаний в основному з повільними коливаннями суходолу.

Східноєвропейська платформа - одна з найбільших, відносно стійких ділянок континентальної земної кори, що належить до числа древніх (дорифейських) платформ [1]. Займає значну частину Східної і Північної Європи, від Скандинавських гір до Уралу і від Баренцeва до Чорного і Каспійського морів (додаток А).

Межа платформи проходить вздовж Тіманського кряжу і по узбережжю Кольського півострова, а також по лінії, що перетинає Середньоєвропейську рівнину поблизу Варшави і йде через Балтійське море і південну частину півострова Ютландія.

Консолідація фундаменту припадає на пізній протерозой. Фундамент складений метаморфічними і магматичними породами докембрію, розчленованими глибинними розломами на тектонічні блоки, які занурені на різну глибину. Найбільшими виступами фундаменту є Балтійський щит та Український щит. Чохол платформи складений слабо деформованими осадовими, частково вулканічними породами від рифейського до антропогенового віку. З фундаментом пов'язані родовища металів, пегматитів, апатитів, з чохлом - нафти, газу, вугілля, солей фосфоритів, чорних і рідкісних металів, мін. вод.

У будові Східноєвропейській платформі беруть участь породи докембрійського, палеозойського, мезозойського та кайнозойського віку, що утворюють три структурних поверхи:

докембрійський;

палеозойський;

мезо-кайнозойський.

У рельєфі платформі відповідає Східноєвропейська рівнина, а поясу - середньовисотні хребти Карпат і Криму та Керченського півострова. Ще три структури займають значно менші площі і мало виражені у рельєфі. Це невелика ділянка Західноєвропейської платформи (вузькою смугою тягнеться від кордону з Польщею до гирла притоки Дністра - річки Стрий) та зруйновані і поховані герцинські споруди Добруджі (межиріччя нижніх течій Дунаю та Дністра) та Скіфської плити (північна рівнинна частина Криму). У межах Східноєвропейської платформи виділяють Український кристалічний щит, Волино-Подільську плиту, Галицько-Волинську, Дніпровсько-Донецьку і Причорноморську западини, Донецьку складчасту споруду і схил Воронезького кристалічного масиву. Межі тектонічних структур відображено на тектонічній карті (додаток Б, В). На ніх також зазначено складчастості, під час яких вони сформувалися.

Так, територія України має складну тектонічну будову, яка сформувалася протягом тривалої геологічної історії, її більша частина території належить до Східноєвропейської платформи, яка має давній кристалічний фундамент - Український кристалічний щит.

Український щит (Український кристалічний масив) - піднята південно-західна частина фундаменту Східноєвропейської платформи [11].

Простягається з північного заходу на південний схід, приблизно на 1 000 км від ріки Горині до Азовського моря (додаток Г). Найбільша ширина 250 км, площа в контурах виходу докембрійських утворень складає 136 500 км2, при загальній площі з врахуванням схилів, 256 600 км2. Кристалічні породи у межах українського кристалічного масиву виступають вище базису ерозії, часом як мальовничі скелі та пороги (так званий гранітовий краєвид). Поверхня українського кристалічного масиву злегка хвиляста, ускладнена тектонічними рухами та процесами денудації. Складчастий фундамент розчленований меридіональними глибинними розломами на ряд блоків, що виділяються в рельєфі: Волинсько-Подільський, Білоцерківсько-Одеський, Кіровоградський, Придніпровський (так звана Запорізька гряда) і Приазовський. Найбільша абсолютна висота 347 м (у верхів'ях Бугу).

Український кристалічний масив майже весь складається з метаморфічних і магматичних порід, основна маса яких глибоко перероблена ультраметаморфічними процесами, включно з гранітизацією і вибірковим анатексисом, що спричиняли формування місцевих корових магм. Є райони, де ці процеси виявлялися порівняно слабо і де можна визначити первинні літологічні й вулканогенні формації. Український кристалічний масив був і є об'єктом інтенсивних досліджень, існують деякі розбіжності в поглядах на його тектоніку, магматизм і метаморфізм. Але загалом український кристалічний масив розглядають як багатоярусну складчасту споруду, розчленовану глибинними і регіональними розломами на великі блоки неоднакової величини, переміщені відносно один одного по вертикалі на різні глибини. Найпоширеніші архейські породи (переважно ґнейси, амфіболіти, кристалічні лупаки, міґматити, метабазити), на які припадає понад 50% території Українського кристалічного масиву з виходами докембрійських формацій. Ступінь метаморфізації їх вищий, ніж інших докембрійських порід масиву. Осадові і первинні магматичні формації утворилися в умовах архейської рухомої зони (геосинкліналі). Нагорі архейського розрізу лежать дайкові породи, які розглядаються як утвори епіархейської платформи. Вік архею (докембрій I + II) 2 800 - 3 500 млн. pp. Нижньої протерозойські формації (докембрій III, вік 1 600 - 2 000 млн. pp.) є типові геосинклінальні утвори, слабше метаморфізовані, ніж архейські.

Зустрічаються ультраметаморфічні формації (мігматитові гранітоїди), переважають метабазити і метаультрабазити, епідотові і актинолітові амфіболіти, зелені лупаки, метаморфізовані конгломерати. Сюди належить криворізька серія порід, поширена в центральній частині масиву і зібрана в складчасті структури субмеридіонального простягання. Залізорудні родовища пов'язані з мікрокварцитами, джаспелітами і залізясто-силікатними лупаками. З середини протерозою (докембрій IV, вік 1 150 - 1 600 млн. pp.) почався етап стабілізації Українського кристалічного масиву. Відклалися типові платформні осадові породи, які перейшли слабий ступінь метаморфізації, перетворившись на кварцити і лупаки. Утворилися маси вивержених порід (коростенський і корсунь-новомиргородський плутони гранітоїдів-рапаків, приазовський комплекс лугових порід та ін.). Породи верхнього протерозою (докембрій IV) у межах Українського кристалічного масиву відомі тільки в його північно-західной частині, де вони складають овруцьку серію, утворену в континентальних умовах (теригенно-ефузивна формація). До цього ж циклу віднесено дайкові породи з ізотопним віком, меншим 1 500 млн. pp., поширені в північно-західной і південно-східной частинах масиву. Більшість їх діябази, частково порфірити. Вони фіксують найпізніші прояви магматизму в декембрії Українського кристалічного масиву.

З породами кристалічного фундаменту масиву пов'язано багато родовищ корисних копалин: залізної руди Криворізького басейну, будівельни матеріали, керамічна та петрургічна сировина.

Кристалічні породи вкриті незначним шаром (від 0 до 50 м) крихких осадових порід, палеогенових, неогенових та четвертинних. З породами цього покрову на схилах Українського кристалічного масиву пов'язані Дніпровський буровугільний басейн і Нікопольське родовище марганцевих руд.

На західному схилі щита лежить Волино-Подільська плита. На ній глибина занурення кристалічного фундаменту під товщу осадових порід поступово зростає від десятків метрів (на півночі та сході) до 4 км (на південному заході). Особливо потужними там є відклади пісковиків і вапняків.

Антропогенові відклади мають майже суцільне поширення і представлені в межах Подільської і Волинської височин переважно лесоподібними суглинками, а на Волинському Поліссі - льодовиковими, водно-льодовиковими, алювіальними й озерними відкладами.

1.2 Воронезький кристалічний масив

Уздовж північно-східного кордону України в її межі заходить Воронезький кристалічний масив. Як і в щиті, кристалічний фундамент там близько підходить до поверхні, проте всюди перекритий товщею осадових порід на півкілометра і більше. Між Українським щитом і Воронезьким масивом простягається довга, вузька й глибока Дніпровсько-Донецька западина.

Воронезький масив складений докембрійськими породами, які залягають на глибині від 150 м (Зноб-Новгородське) до 970 м (м. Путивль) і перекриті осадочними відкладами пермського, юрського, крейдового і палеогенового віку [12]. У сучасному рельєфі - це західні схили Середньоросійської височини. В багатьох місцях Сумщини, Харківщини і Луганщини відслонюються крейдові мергелі, вапняки, крейда та палеогенові глауконітові піски, пісковики та глини. У будові сучасного рельєфу беруть участь відклади антропогену.

Тектонічна будова південно-західного схилу Воронезького кристалічного масиву не відзначається особливою складністю, хоча слід зазначити, що вивчена вона недостатньо. Проте отримані дані дозволяють висловити думку про загальний нахил поверхні кристалічного фундаменту даної території в південно-західному напрямку. Глибина залягання цієї поверхні на північ від міста Суми - 600 - 700 м, у районі Глухова вона становить майже 300 м, а на півдні області поблизу глибинних розломів - 3000 - 3500 м і більше. Кути нахилу поверхні фундаменту переважно невеликі: на півночі, ймовірно, вони не перевищують 1°, на південь збільшуються до 2-3°, а в районі розломів становлять 5-6°, а іноді досягають 8-10°. Кристалічний фундамент у межах області тектонічними розломами розбито на серію блоків. З'єднання схилу Воронезького кристалічного масиву із Дніпровським грабеном відбувається по глибинному розлому, який є системою скидів із сумарною амплітудою до 3 - 4 км. Простягається цей глибинний розлом з північного заходу на південний схід від с. Медвеже (Роменського району) до м. Охтирки. Південніше міста Лебедина біля с. Берестівка він утворює виступи, обернені у бік Дніпровського грабена. Найхарактернішими рисами Дніпровського грабена є значна подрібненість кристалічного фундаменту: одні блоки його опущені, інші займають відносно високе положення. У напрямку із заходу на схід у складі кристалічного фундаменту виділяють Талалаївське підняття, Липоводолинський виступ, Роменську та Срібненьку западини, Берестівський та Новотроїцький виступи, Синівську й Качанівську западини, Гунське підняття, Охтирську западину Абсолютні відмітки кристалічного фундаменту на півдні області коливаються у межах 5-8 км, у піднятих блоках вони становлять 5-6 км, а у западинах - 6-8 км.

2,0 - 1,9 млрд. років тому на території південної частини Східноєвропейської платформи існувало три окремих геотектонічних структури - Воронезько-Український, Білорусько-Прибалтійський та Волго-Камський геоблоки, кожний з яких завершив своє формування і відповідав поняттю кратону - стабілізованої структури. Безпосередньо після стабілізації геоблоків у зонах їхнього зчленування почалося утворення вулканоплутонічних структурну-формаційних комплексів (СФК). Під СФК розуміють природні парагенетичні асоціації формацій різних петрогенетичних (петроструктурних) класів, які відображають значні етапи розвитку земної кори і відрізняються від інших певними структурними особливостями, типом метаморфізму стратифікованих товщ та характером магматичних проявів. Для стратифікованих товщ характерна напружена складчастість та прояви мігматизації в крайових частинах прогинів. Це дозволяє приєднатися до думки дослідників (М.С. Шатського, Л.С. Галецького, С.В. Богданової та ін..) про існування в південній частині фундаменту Східноєвропейської платформи, починаючи з пізнього архею, окремої геоструктури - Воронезько-Українського геоблока (додаток Д), який межував на заході з Білорусько-Прибалтійським, а на сході - з Волго-Камським геоблоками. 2,0 млрд. років тому Воронезько-Український геоблок завершив своє формування - гранітоїдно-метаосадового, що відповідало завершенню формування внутрішньої будови геоблока та перетворення його на стабільну геоструктуру.

Воронезько-Український геоблок поділяється на дві частини -Український щит та Воронезький кристалічний масив. Обидві ці частини складені одним і тим же переліком СФК, однак між ними існують певні відмінності, починаючи з характеру та кількості пізньоархейських зеленокам'яних поясів і закінчуючи тим, що на Українському кристалічному щиті плутонічні тіла гранітів S-типу набули значно більшого поширення. Останнє дозволяє припустити, що відносно більша кількість інтрузивних гранітів надала Українському щиту більшої «плавучості» порівняно із суміжними геоструктурами, і це, імовірно, є причиною його високого стояння (тобто того, що ця частина геоблока перетворилася власне на щит), у той час як регіони, де прояви такого магматизму були відсутні або обмежені (Воронезький масив), перетворилися на ділянки низького стояння (тобто плитні структури).

1.3 Дніпровсько-Донецька западина

Дніпровсько-Донецька западина, (ДДЗ) - геоструктурний елемент, складова частина Сарматсько-Туранського лініаменту, один з крупних від'ємних тектонічних елементів Східноєвропейської платформи. Дніпровсько-Донецьку западину вперше виділив А. Д. Архангельський у 1932 році за структурними особливостями покрівлі сеноманських відкладів [13].

Між Українським докембрійським щитом і Воронезьким кристалічним масивом розташована Дніпровсько-Донецька западина - це одна з найглибших западин у межах всієї Східноєвропейської платформи. Западина заповнена осадовими породами, максимальна потужність яких - 20 км.

На крайньому сході нашої країни западина переходить в Донецьку складчасту споруду, яка утворилася на місці прогину земної кори. Там численні шари порід (пісковики, вапняки, гіпси, кам'яне вугілля та ін..) в епоху герцинської складчастості були зім'яті в складки.

В осьовій частині її докембрійський фундамент знаходиться на глибині 12-20 км. Найбільш глибока частина западини є вузькою ровоподібною структурою - рифтегеном, шириною від 65 км (район Чернігова) до 140 км (район Полтави). Другий структурний поверх являє собою синеклізу шириною 120 - 250 км. Борти западини утворені ступенями кристалічного фундаменту і розбиті тектонічними розломами в напрямі північний захід-південний схід. Поперечними розломами фундамент розчленований на окремі блоки, які зазнали вертикальних переміщень. В окремих місцях у палеозої були впливи вулканічних порід. Все це значно ускладнило внутрішню структуру западини. Тут виділяються депресії (Карлівська, Лохвицька, Ніжинська та ін.), сідловини (Удайська, Псельська, Орільська та ін.) та багато соляно-купольних структур.

Дніпровсько-Донецька западина заповнена переважно осадочними відкладами девону (потужність понад 4000 м), карбону (3700 м), пермі (1900 м), тріасу (450 м), юри (650 м), крейди (650 м), палеогену (250 м) і неогену (30 м). Серед девонських відкладів велику роль відіграють пісковики, вапняки, доломіти та соленосні товщі, з якими пов'язано утворення соляних структур. При висхідних рухах соляних відкладів деформуються всі верстви, які залягають над ними. У Роменському куполі сіль починається на глибині близько 200 м від земної поверхні, а свердловина 350 м завглибшки не досягла підошви солі. Поховані соляні гори відомі також у районі Полтави, Ромодана, с. Дмитріївки тощо. У Дніпровсько-Донецькій западині виявлено більше 100 соляно-купольних структур. Такі з них, як Висачківська, Солоницька, Гайсинська, відбиваються в сучасному рельєфі. Серед девонських відкладів зустрічається вулканогенна товща, яка складається з діабазів, базальтів, туфів і туфобрекчій. Їх виявлено свердловинами поблизу Чернігова; уламки було піднято соляно-купольною тектонікою біля Ромен, Лубен, Полтави, Висачок, Дмитріївки, Радченкового.

До девонських і карбонових порід у Дніпровсько-Донецькій западині приурочені родовища нафти і газу. Пермські відклади представлені різноколірними глинами, вапняками, доломітами, гіпсами. До товщі тріасових порід (глин, пісків, пісковиків, мергелів) приурочені родовища газу. З мезокайнозойських відкладів у межах Дніпровсько-Донецької западини відслонюються юрські (на південно-західному схилі) крейдові, палеогенові й неогенові. Найбільше поширені палеогенові піски, пісковики, мергелі, глини. Палеогенові та неогенові відклади перекриті антропогеновими алювіальними і флювіогляціальними пісками, моренними глинами і лесоподібними суглинками.

1.4 Донецька складчаста область

Дніпровсько-Донецька западина структурно пов'язана з герцинською Донецькою складчастою областю, яка є складним синклінорієм [18]. У геологічній будові Донбасу беруть участь дислоковані відклади девону, карбону і пермі. Особливо велика роль належить карбоновим відкладам, потужність яких становить 10-12 км. Це сланці, вапняки, пісковики, серед яких залягають шари кам'яного вугілля. Більш давні, девонські, відклади поширені в басейні р. Мокра Волноваха. Вони представлені вапняками, сланцями, пісковиками, а також базальтами, туфами, порфіритами, діабазами. В північно-західній частині Донбасу є пермські, тріасові, юрські піщано-глинисті породи. На схилах височин відслонюються крейдові відклади (мергелі, крейди). На периферії Донбасу є палеогенові глини, піски, мергелі, а на південному сході неогенові піски і глини. За герцинської складчастості тут сформувалися антиклінарні та синклінарні структури. Основні з них простягаються з північного заходу на південний схід. Складчасті структури почали формуватися в умовах вулканізму наприкінці девону. Тектонічні рухи найбільш інтенсивними були в карбоні - пермі, тривали в юрі - крейді (кіммерійське горотворення), виявлялися під час альпійського орогенезу. Центральне положення займає Головна антикліналь, що простягається на 300 км. З півночі та півдня її обмежують синкліналі. Головна (північна) синклінальна зона включає Бахмутську, Боково-Хрустальну та інші синкліналі. Південна синклінальна зона включає Кальміус-Торецьку, Чистяківську, Маринівську і Несвітаєвсько-Шахтинську синкліналі. З півдня ця зона обмежена південною антикліналлю, яка від Приазовського кристалічного масиву відокремлена синклінальною зоною (Амвросіївська, Успенська і Куйбишевська синкліналі). Північна синклінальна зона, що прилягає до північної антикліналі вздовж Сіверського Дінця, обмежена вузькою смугою дрібної складчастості соляно-купольної тектоніки. Виділяються Кремінний, Лисичанський, Первомайський, Алчевський куполи з великою кількістю насувів (Мар'їнський, Алмазненський, Краснодонський). На лівобережжі Сіверського Дінця простягається Задонецький прогин, який переходить у Дніпровсько-Донецьку западину.

Кам'яне вугілля відоме в межах Донбасу, де розвідано 105 вугільних пластів товщиною від 0,5 до 3 м. Вугілля різних марок - від бурих до антрацитів. Із інших корисних копалин слід відзначити наявність ртуті Нікітинське родовище в Донбасі, мінеральні солі, мінеральні води.

Розділ 2. Палеозойські тектонічні структури

2.1 Західноєвропейська платформа

Протягом палеозойської і мезозойської ер платформена частина України зазнавала значних підняттів та опускань, герцинського складкоутворення на Донбасі та кіммерійського у Криму. У ньому накопичувалися відклади, знесені з Українського щита. Незначне підняття території в ордовицький період знову змінилося наступанням моря. Зароджувався новий океан, а суходолом у межах України у девонському періоді залишався тільки кристалічний щит.

Західноєвропейська платформа - являє собою зруйновану герцинську складчасту споруду у фундаменті і мезозойський осадовий чохол. Платформа заходить вузьким «язиком» у межі Західної України і занурюється під товщу порід Передкарпатського прогину. Подібна за формуванням до Скіфської плити.

Західноєвропейська платформа займає на території України невелику площу і представлена Львівським палеозойським прогином [6]. Нижньопалеозойські породи тут інтенсивно дислоковані й вважаються каледонськими структурами. Значної потужності (до 2500-3000 м) досягають девонські та карбонові осадочні відклади (пісковики, вапняки, аргіліти), які вміщують кам'яновугільні пласти. Тут знаходиться Львівсько-Волинський кам'яновугільний басейн. Верхньопалеозойські відклади перекриті мезозойськими мертелями, крейдою, пісковиками та неогеновими вапняками. На них переважно залягають антропогенові лесоподібні суглинки.

Західноєвропейська платформа являє собою монокліналь північно-східного падіння, яка в західній частині має назву Передсудетської, а в сході -Краківсько-Сілезької. Герцинський фундамент представлений дислокованими флішеподібними породами і ґраувакками нижнього карбону. Чохол платформи складений теригенно-уламковими породами карбону з прошарками вугілля, верхньо-кам'яновугільно-нижньопермськими породами. У покрівлі “червоного лежня" на Передсудетській монокліналі розташовані численні родовища газу. Вище залягає циклічно побудована верхньопермська теригенно-карбонатно-соленосна формація (цехштейн), в основі якої розвинені металоносні сланці з родовищ руд міді. З породами цехштейна пов'язані родовища нафти, газоконденсату і газу, поклади калійних солей і ґаліту.

На території України розташований лише невеликий фрагмент молодої Західноєвропейської платформи, який вклинюється між Східноєвропейською платформою і альпійською структурою Карпат на крайньому північному заході. Згідно із С.С.Кругловим та іншими [10] у складі молодої платформи виділяють в межах України чотири тектонічні зони: епібайкальську Розтоцьку зону, Лежайський епібайкальський масив та складчасті зони Кохановську і Рава-Руську. При цьому на картах взагалі показують лише північно-західну частину Рава-Руської зони та Розтоцької зона, а інші тектонічні масиви перекриті утвореннями Передкарпатського крайового прогину та Карпат.

В межах Розтоцької зони фундамент опущений на глибину 7,0 - 11 км і складений складчастим комплексом рифею. Платформений чохол складають осадово-ефузивні утвори венду (більше 500 м), теригенні породи кембрію (1200-1700 м), теригенно-карбонатні та вугленосні відклади верхнього девону і карбону (до 2500 м), юрські та крейдові теригенно-карбонатні формації (1200-1400 м). В цілому ж Розтоцьку зону розглядають як блок байкалід, що нарощує Волино-Подільську окраїну древньої платформи. Вік консолідації фундаменту Рава - Руської зони визначається як каледонський.

2.2 Скіфська плита

Скіфська плита межує на півночі із Східноєвропейською платформою, а на півдні - з альпійськими спорудами Гірського Криму та Кавказу. Охоплює вона район Донбасу, степові простори Криму і Кавказу, які розділяють водні простори Азовського моря. Глибина залягання її фундаменту в Причорномор'ї змінюється з півночі на південь від 3000 до 6000 м, у межах Сімферопольсько-Євпаторійського підняття фундамент знаходиться на глибині 500 - 1500 м [8].

Геологічна будова. Породи фундаменту Скіфської плити різноманітні за віком і складом. Найбільш давні відклади - архейсько-протерозойські граніти, граніто-гнейси і кристалічні сланці. Палеозойські відклади виявлено за допомогою свердловин на значній глибині. Більше поширені нижньопалеозойські відклади. Палеозойські комплекси представлені кристалічними і глинистими сланцями, мармуризованими вапняками з прошарками андезитових і кварцових порфіритів. Із палеозойського комплексу найбільш детально вивчені кам'яновугільні відклади, які відслонюються в районі Донбасу. У районі Одеси відомі рифейські, кембрійські та силурські осадочні відклади загальною потужністю понад 500 м. Значне поширення і велику потужність мають тут мезозойські породи. У західній частині Причорномор'я виявлено тріасові відклади. Великої потужності (понад 1000м) досягають юрські породи, серед них, крім осадочних, є вулканогенні утворення (андезити, туфоконгломерати). Майже суцільно поширені крейдові відклади, що досягають значної потужності (Одеса - понад 400 м., Новоалексіївка - понад 1000 м). Палеогенові породи відслоюються в долинах річок у північній частині Причорноморської западини, а далі на південь вони занурені під неогенові відклади. Завершується розріз палеозойських відкладів строкатою моласовою формацією пермського віку. На заході плити до складу фундаменту входять породи тріасу і нижньої юри.

Осадовий чохол Скіфської плити розпочинається із відкладів тріасової системи і включає в себе утворення тріасу, юри, крейди, палеогену і неоген-антропогену загальною товщиною до 8 км. Характер залягання осадочної товщі мейзокайнозою, її літологічний склад і поширення зумовлені блоковою структурою кристалічного фундаменту, рухами земної кори в кіммерійській, і особливо альпійський, орогенез. У багатьох місцях осадочна товща пофалдована, має флексурні перегини, що позначається на розміщенні річкових долин, лиманів, характері берегової лінії моря. У східній частині западини є Мелітопольській, Дніпровський, Софіївський прогини, розділені Рогачинським, Каїрським і Каховським антиклінальними підняттями. Перекопська западина характеризується скидами субширотного і північно-східного простягання та крутими флексурними перегинами.

У західній частині Причорноморської западини є Нижньобузький виступ, Балтське зниження, ускладнені антиклінальними і синклінальними складками. На південному заході Причорноморська западина межує з Переддобруджинською, на південь від якої знаходиться складчасті споруди Добруджі. Кристалічний фундамент заглиблюється тут на 4-5 км, а западину заповнено потужною товщею палеозойських і мезозойських відкладів, які мають порушене залягання.

Перехідний комплекс порід між фундаментом і чохлом Скіфської плити в межах Степового Криму містить тріасово-юрську вулканогенно-осадову товщу пісковиків, алевролітів, сланців, основних і середніх ефузивів, прорвану інтрузіями діабазів і кварцових діоритів Тарханкутський грабен. Фундамент Скіфської плити складається з декількох різновікових геоблоків, з'єднаних в єдине ціле в кінці палеозою - на початку мезозою. Вік геоблоків - від байкальського до ранньомезозойського. Границями між геоблоками служать зони регіональних розломів.

В будові платформового чохла Скіфської плити беруть участь ряд крупних геоструктурних елементів, серед яких Ставропольсько-Прикумська антекліза, захоронений кряж Карпінського, Сальське підняття, Єйсько-Березанська зона піднять, Адигейський і Мінераловодський виступи, Східноманицький і Гудиловський прогини, Крапоткінська і Чорнолеська западини, Західнокубанський і Терсько-Каспійський передові прогини.

Найбільшими структурами плити в межах Степового Криму є Сиваська западина, Тарханкутське підняття, Альмійська западина, Індольська западина, Сімферопольське підняття. Ставропольсько-Прикумська антекліза - найбільший геоструктурний елемент плити, розмір якого складає 450х100 км. Платформовий чохол тут складений юрськими, крейдовими і кайнозойськими відкладами. Найвище припідняте положення фундаменту 2-2,5 км фіксується в Ставропольському склепінні. Решта позитивних геоструктурних елементів Передкавказзя значно менші за масштабами і їх роль у будові платформового чохла невелика.

Із від'ємних геоструктурних елементів найбільше значення мають Західнокубанський і Терсько-Каспійський передові прогини, розділені між собою Адигейським і Мінераловодським виступами. Разом з прилеглими південними схилами плити передові прогини утворюють велику депресію в потужній товщі осадових утворень.

Особливе місце в тектонічній структурі Скіфської плити займає гірськоскладчаста споруда Великого Донбасу Донецький кряж. В будові кряжу беруть участь складні системи антиклінальних і синклінальних складок, витягнутих в північно-західному напрямку. Широко розвинуті в його межах розломи, по яких проходило поступлення магми.

Історія геологічного розвитку. Скіфська плита утворилась в кінці палеозою в результаті закриття океану Тетіс. Підсування острівних дуг і мікроконтинентів до південної окраїни Східноєвропейської платформи сприяло виникненню геосинклінальної системи, де формувалась континентальна кора. Пізньогерцинська складчастість привела до утворення на більшій частині плити гірськоскладчастих споруд. В пермі і частково в тріасі гірська споруда зруйнувалась і вирівнявся її рельєф. Плитна стадія розвитку в межах плити розпочалась з тріасового періоду. З цього часу плита поступово почала занурюватись і подальша історія її геологічного розвитку пов'язана із чергуванням тривалих епох занурення, які змінювались короткочасними епохами піднять. Періоди занурення припадають на юрський, крейдовий і палеоген-неогеновий періоди. Найбільш відчутні епохи піднять проявились в кінці юри, особливо в передпізньосарматський час. Остання епоха піднять привела до регіональної регресії моря на територію Передкавказзя.

Із корисних копалин Скіфської плити мають значення нафта, газ і кам'яне вугілля [9]. Нафта і газ відомі в мезозойських відкладах. У відкладах палеоген-неогену відомі скупчення нафти і газу в хадумському горизонті і в пісковиках майкопської світи. В межах Степового Криму поклади нафти, газу і конденсату встановлені в нижньокрейдових теригенних відкладах.

2.3. Добруджі

Добруджі - історична болгарська, турецька, румунська й українська область в Європі, розташована між нижньою течією р. Дунай і узбережжям Чорного моря. Північна Добруджі входить до складу Румунії (повіти Тульча і Констанца), Південна Добруджі - до складу Болгарії (Добрицька область і Силістринська область).

Переддобруджинський передовий прогин є найзахіднішою ланкою в системі прогинів, котрий окантовує Східноєвропейську платформу. Він входить до складу Скіфської плити. Скіфська плита в сучасному її розумінні охоплює територію від південно-східного Предкарпаття на заході до Каспія на сході. Вона складається з трьох сегментів, що істотно розрізняються: Північного (Переддобруджинського), Центрального (Кримсько-Азовського) і Східного (Передкавказького) (додаток Ж).

Переддобруджинський прогин, по А.Е. Шлезінгеру [1968], є глибоко зануреною околичною частиною зовнішнього південно-західного кута Російської плити [17]. Південний регіон Добруджі перекритий платформеним чохлом. Центральна Добруджі на північ граничить по надвігу Печеняга-Камена з покривом Мечин, а останній нарощується зоною Тулча по Лункавіца-Бабадагському надвігу. Зона розлому Печеняга-Камена, що має ширину більше 1км, є південною частиною Лежайсько-добруджинської дислокаційної зони. Південно-східний кінець його вирушає по дну Чорного моря.

Палеозойський Переддобруджинський прогин тягнеться широтно. Південний край його перекриває зону Тульчи. Осьова частина юрського прогину зрушена на північ, і якщо в західній частині він, як і палеозойський, тягнеться із заходу на схід, то в східній його притягнення стає південно-східним. Відмінності в будові цих прогинів досить великі. Тому ряд дослідників вважає їх самостійними структурами.

Згідно С.С. Круглову, А.К. Ципко [10], в будові прогину беруть участь осадові і осадочно - вулканогенні комплекси, що зближують його, з одного боку, з Північною Добруджі, з іншої - з Східноєвропейською платформою. Перехідний характер цієї зони переважно палеозойського віку дозволяє застосовувати різну інтерпретацію його тектонічної природи, внутрішньої будови і історії розвитку. По обмежуючій Переддобруджинський прогин з півночі системі розломів фундамент різко занурений на південь на глибину 5 - 6 км. Північна Добруджі насунена на структури прогину в ході ново-кіммерійського етапу тектогенезу.

Західне продовження прогину встановлюється на території Румунії, а його східний кордон прихований під водами Чорного моря і контролюється зоною Одеського розлому.

Фундамент Переддобруджинського прогину утворений структурно-формаційним комплексом ранніх байкаліт. Відкладення представлені мігматитами, що утворилися в результаті пошарової ін'єкції гранітної магми в уламкові породи, різногнейсованними і катаклазірованними гранітами і плагиогранитами. Вік цих порід встановлюється як рифейський. Розріз чохла починається відкладеннями валдайськой серії венда, представленою товщею перешарування піщаників, алевролитів, туфоалевролитів і аргилитів, у верхній своїй частині тих, що набувають ритмічний характер. Потужність цих утворень збільшується на південь від 1000 м - поблизу Цигансько-Чадир-лунгського розлому до 1500 м і більш в центральній частині прогину. Породи серії деформовані, з кутами падіння пластів 20-45°, а в прирозломних зонах їх величини досягають значень 80-90°.

Для визначення структурного положення Добруджі, залучені матеріали по будові і складу Лежайсько-добруджинськой дислокаційної зони. Ця зона є структурним линіаментом, який розглядається як валообразне піднімання, або особлива гряда, приурочена до краєвої частини Східноєвропейської платформи [16]. Вона тягнеться з північного заходу на південний схід майже на 900 км у вигляді вузької смуги, що починається в Передкарпатті на півночі і Добруджі, що закінчується, на півдні. Ширина її від 40 до 50 км.

У формаційному відношенні Лежайсько-добруджинськая дислокаційна зона складена верхньо-протерозойським і породами комплексу зелених сланців. Породи її інтенсивно дислоковані. Вони роздроблені, розбиті тріщинами і кліважем, значно мілонітизіровані. Кути падіння шарів досягають 90°. За даними геофізики, дана зона добре гравіметрично виражена у вигляді відносного максимуму. На сейсмічних профілях під нею встановлено потовщення земної кори до 65 км в Передкарпатті і до 46 км в Добруджі. Потужність гранітного шару товщає удвічі і характеризується наявністю зворотних співвідношень поверхні гранітного шару, з одного боку, і поверхні розділу Мохоровичича - з іншою. Тут наголошується складний перехід від кори до мантії. Як вважає О.С. Ступка [10]: «Структура такої зони з «корово- мантійними» значеннями швидкостей поширення сейсмічних хвиль краще всього пояснюється формуванням не в результаті процесів перетворення речовини на контакті кори і мантії, а в умовах сильного горизонтального стискування», і вся «структура зобов'язана своїм походженням однобічно направленому тангенціальному стискуванню, яке було обумовлено своїм походженням однобічно направленому тангенціальному стискуванню, яке було обумовлено насуненням палео-океанічного сектора на південну околицю Східноєвропейського континенту в результаті зближення його з Афрікано-Аравійським».

Викладене вище, в сукупності з аналізом будови карпатських утесових зон [Круглов, Ципко, 1988], дозволяє побачити аналогію і в структурному положенні Добруджі, яка скоріш за все є крупним тектонічним тілом у складі Лежайсько-добруджинської дислокаційної зони.

Розділ 3. Альпійські складчасті структури

3.1 Карпатська складчаста система

Альпійська складчастість, складчастість, що мала місце переважно в кайнозойську еру в межах геосинклінальних областей, що розвивалися в мезозої і ранньому палеогені, Завершилася виникненням молодих гірських споруд. Один з районів типового прояву Альпійської складчастості - Альпи, з чим і пов'язано виникнення терміну Альпійська складчастість (додаток З). Окрім Альп, до цієї області відносяться: у Європі - Піренеї, гори Андалуські, Апенніни, Карпати, Кримські гори, гори Кавказу та інші.

Так, на планеті сформувався найбільший гірський альпійський пояс, що перетинає по широті Євразію й охоплює западину Тихого океану.

Широтна зона альпійської складчастості включає басейн Середземного моря, Чорне море і південну частину Каспійського, гірські хребти Північної Африки, Альпи, Апенніни, Динаріди, Карпати, Крим, Кавказ, гірські спорудження Малої Азії, Ірану, Памір, Гімалаї, М'янму.

Середземноморська складчаста область почала інтенсивно формуватися 100-25 млн. років тому активними тектонічними рухами. Процес горотворення тут продовжується і в сучасний період. У межах складчастої області на території України розрізняють Кримську складчасту систему та Карпатську гірську споруду з прилеглими крайовими прогинами і вулканічною грядою.

Українські Карпати - частина Карпатської гірської споруди альпійського віку. Вони складаються з Карпатської покривно-складчастої структури, Передкарпатського прогину та Закарпатської западини. Характерними рисами тектонічної будови Українських Карпат є зональність структур, які простягаються через весь регіон з північного заходу на південний схід, та наявність насувів (скиб) з амплітудою горизонтального переміщення 15-20 км у напрямку на північний схід.

Головними елементами Карпатської покривно-складчастої структури є: Скибковий (Зовнішній) покрив, Центральна (Кросненська) синклінальна зона, Чорногірсько-Полонинська антиклінальна зона, Рахівський масив, Вулканічні Карпати [6].

Особливості тектонічної структури і геологічної будови регіону вивчаються понад 100 років, багато питань співвідношення між тектонічними елементами досі є дискусійними. Загальновизнано, що всі перелічені зони в напрямі перетину Мукачеве - Стрий занурюються. Спостерігаються значні амплітуди (не менше як 100 км) горизонтального переміщення на північний схід усіх безкореневих покривів - складно дислокованих скиб, що перекривають одна одну. Якщо вважати, що в геологічному минулому всі структурно-фаціальні зони Зовнішніх Карпат розділялися височинами, з яких зносився уламковий матеріал за крейдового і палеогенового періодів, початкова ширина Карпатської геосинкліналі було в 4-5 разів більша за сучасну. Різке зменшення поперечних розмірів вірогідно супроводжувалось зменшенням ширини його фундаменту. Всі тектонічні одиниці Зовнішніх Карпат складаються з крейдово-палеогенового флішу загальною потужністю до 5 - 9 км (пісковики, алевроліти, аргіліти, що рівномірно перешаровуються); пласти вапняків і конгломератів трапляються рідко. У будові Мармароського масиву беруть участь також кристалічні сланці, гнейси, кварцити, вапняки й доломіти; у будові Пенінської зони - вапняки.

Потужні товщі стійких порід Мармароського масиву зумовили розчленований середньогірний рельєф Чорногори. Хребти флішових Карпат мають нижчі абсолютні відмітки, для широкої смуги Кросненської зони характерні м'які форми, властиві піщано-глинистому олігоценовому флішу.

З корисних копалин Карпатської покривно-складчастої споруди найбільше значення мають нафта і природний газ (у смузі насуву на Передкарпатський прогин), а також мінеральні лікувальні води.

Передкарпатський прогин складається з Покутсько-Бориславської, Самбірської та Більче-Волицької зон. Закарпатська западина поділяється Вулканічним хребтом на Солотвинську і Чопську (Мукачівську) западини.

Головну роль у геологічній будові Українських Карпат відіграють крейдові, палеогенові й неогенові відклади. У межах Українських Карпат відслонюються й давніші відклади. На Рахівському кристалічному масиві поширені протерозой-палеозойські гнейси, граніти, кварцити і сланці. Тут відслонюються і палеозойські, переважно карбонові, породи, представлені сланцями, кристалічними вапняками, кварцитами. Невелике поширення мають тріасові та юрські конгломерати, вапняки, пісковики, мергелі, які трапляються в осьових частинах антиклінальних складок. У долинах річок, ущелинах, на крутих схилах хребтів відслонюються крейдові мергелі, вапняки, пісковики й аргіліти. Палеогенові відклади трапляються в усіх тектонічних зонах Карпат і їх сумарна потужність сягає кількох тисяч метрів. Серед відкладів палеогенової системи переважає фліш, яким створено верстви різноколірних пісковиків, глин, мергелів і туфогенних порід. У Передкарпатті й Закарпатті значно поширені неогенові соленосні відклади, глини, піски. У складі неогенових відкладів Закарпаття зустрічаються вулканічні породи (андезити, базальти і туфи).

Так, у неогені відбувалися активні тектонічні рухи альпійського гороутворення, внаслідок яких сформувалися гірські споруди Криму і Карпат (додаток К). У результаті вулканічної діяльності утворився Вигорлат-Гутинський (Вулканічний) хребет Українських Карпат. Морські басейни залишилися тільки на півдні й південному заході України і змінювали берегову лінію. В узбережній зоні південно-західного басейну утворилися рифи, рештки яких виступають на Поділлі у вигляді Товтрового пасма. Кліматичні умови протягом неогену змінювалися від субтропічних до помірних. До неогенових відкладів приурочені нафта, горючі гази, буре вугілля, калійна сіль, будівельні матеріали.

3.2 Кримська складчаста система

Кримська складчаста система є складовою частиною Альпійської геосинклінальної області (додаток Л). Займає крайнє південне положення, її північна межа збігається з південною межею Скіфської платформи, південна з північною межею улоговини Чорного моря. Загальна потужність відкладів цієї складчастої системи становить 8-10 км.

Кримські гори простягаються з заходу на схід на 180 км. Виділяються три гірські пасма: Головне з висотами 1200-1500 м, Внутрішнє з висотами 400-600 м та Зовнішнє з висотами 250-350 м. Схили пасом асиметричні: південні - круті і урвисті, північні - пологі. Це пов'язано з розмиванням м'яких порід в гірських нашаруваннях, що складаються з пластів різної твердості. Довгі і похилі схили Зовнішнього і Внутрішнього пасом збігаються з напрямом залягання стійких гірських порід - вапняків, круті схили - наслідок руйнування м'яких порід -мергелів і глин. Такі асиметричні форми рельєфу називають куестами. Між куестовими пасмами в результаті ерозії утворилися зниження.

Головне пасмо Кримських гір найвище [18]. Воно становить суцільний ланцюг плоских безлісих масивів, що називаються яйлами ("яйла" тюркською - літнє пасовище): Байдарська яйла, Ай-Петринська, Ялтинська, Нікітська, Гурзуфська, Бабуган, Чатирдаг, Демерджі, Довгоруківська, Карабі-яйла. На Бабуган-яйлі знаходиться найвища точка Кримських гір - г. Роман-Кош (1545 м). В Криму є ще чотири вершини з відмітками понад 1500 м - Демір-Капу, Зейтін-Кош, Кемаль-Егерек, Еклізі-Бурун. Характерною рисою Кримських гір, особливо Головного пасма, де поширені вапнякові породи, є наявність різноманітних карстових форм рельєфу. Зустрічаються дуже глибокі провалля, печери. На дні багатьох із них зустрічаються підземні потоки і озера, які є важливим джерелом живлення для річок Криму. Всі пасма глибоко розчленовані поздовжніми і поперечними річковими долинами, які місцями мають каньйоноподібну форму. Найбільше приваблює численних туристів Великий Кримський каньйон.

Узбережні схили Головного пасма закінчуються Південним берегом Криму, де поширені ерозійні, зсувні та вулканічні форми рельєфу.

Кримські гори, маючи зруйновані кіммерійські структури (Качинська, Південнобережна), утворилися в основному внаслідок альпійського орогенезу. Вони являють собою мегантиклінорій, південне крило якого по тектонічному розлому занурене під рівень Чорного моря. У складі Кримської складчасто-брилової структури виділяються антиклінарні підняття, синклінальні прогини, ускладнені диз'юнктивними дислокаціями, та лаколіти. Складчасто-брилова споруда Гірського Криму займає південь Кримського півострова. Західна і південна її частини занурені під дно Чорного моря. Споруда утворена осадовими і вулканічними породами. Її складки порушені численними скидами, зсувами і насувами.

Головну роль у геологічній будові Кримських гір відіграють мезозойські відклади. З палеозойських відкладів відомі лише пермо-карбонові й пермські вапняки, які трапляються окремими ізольованими островами серед мезозойських. Головне пасмо Кримських гір складене тріасовими глинистими сланцями і пісковиками та юрськими флішовими породами. Внутрішнє пасмо побудоване з крейдових глин і вапняків та палеогенових мергелів, вапняків і пісків. Неогенові вапняки і глини утворюють Зовнішнє пасмо.

Крім осадочних, у будові Кримських гір важлива роль належить магматичним породам. Вони зустрічаються на Південному березі Криму між Алуштою і Ялтою та між Алуштою і мисом Айя, у районі Феодосії, Білогорська, Сімферополя. За характером залягання - це лаколіти (Аюдаг, Кастель і Партеніт), давні вулкани (Карадаг), дайки, потоки і покриви, а за петрографічним складом - діорити, ліпарити, порфірити та андезити. Магматичні породи проривають тріасові й частково юрські відклади, а це свідчить про те, що магматична діяльність відбувалася не раніше кінця юрського періоду. Розміщення їх пов'язане з тектонічними розломами і розвитком горотворних процесів.

У палеозої на місці сучасного Криму існувала герцинська складчаста споруда. А в мезозої тут панував геосинклінальний режим, який супроводжувався інтенсивним нагромадженням відкладів, вулканічною діяльністю та розвитком складчастих процесів кіммерійського гороутворення. Внаслідок денудаційних процесів кіммерійські структури було дуже зруйновано. Сучасна структура Кримських гір сформувалася внаслідок альпійського орогенезу протягом палеогену і неогену; тут поширені антиклінальні підняття і синклінальні прогини, ускладнені диз'юнктивними дислокаціями. Керченський півострів має складчасту будову і характеризується наявністю грязьових вулканів. У його геологічній будові головну роль відіграють палеогенові й неогенові осадочні відклади.

Зона сучасної сейсмічної активності пов'язана із Середземноморським рухомим поясом [7]. У Карпатах і Кримсько-Чорноморському регіоні можливі землетруси силою 6 - 8 балів за 12-бальною міжнародною шкалою. Останні руйнівні землетруси на території України були в 1927 p. Їх епіцентри знаходилися в акваторії Чорного моря на невеликій відстані від південного узбережжя Криму. У 1927 р. в Криму сталися два землетруси, що спричинили руйнування на узбережжі від Севастополя до Феодосії. Зокрема зруйнувалася частина скелі під відомим палацом “Ластівчине гніздо”. Відтоді руйнівних землетрусів не було. Проте чутливі сейсмічні прилади щорічно фіксують десятки слабких поштовхів. Більшість їх епіцентрів знаходиться у Чорному морі між Ялтою і Гурфузом на глибині від 10 до 40 км під дном - там, де плита Чорноморської западини занурюється під континентальну земну кору. У Карпатах епіцентри землетрусів 1977 і 1986 pоків знаходилися на території Румунії.

тектонічна структура україна

Висновки

Територія України і її поверхня формувалися протягом тривалої геологічної історії. На розвиток території України вплинули новітні тектонічні рухи, давні зледеніння і відкладання лесів, коливання рівня моря, ерозійна робота річок і вітру, господарська діяльність людини. З цим пов'язана її тектонічна та геологічна будова, палеографічні умови антропогенного періоду, характер та інтенсивність рухів земної кори. Земна кора України належить до континентального типу і за даними геофізиків має потужність 25 - 65 км. Вона складається з базальтового, гранітного й осадочного шарів. Найбільшої товщини в Україні земна кора досягає на Українському докембрійському щиті та Карпатах, а найменшої - у Закарпатті та під Чорним морем.

Геологами і геофізиками в Україні виявлено такі різновікові тектонічні регіони: докембрійська Східноєвропейська платформа, палеозойські Скіфська і Західноєвропейська платформи, та кіммерійські й альпійські складчасті споруди, які мають складну геологічну історію і будову. В останні десятиліття внаслідок використання аеро- і космофотознимків виявлено нові тектонічні структури - так звані кільцеві, або структури центрального типу.