Субконтинентальний тип земної кори

Типи земної кори

Земну кору вивчено значно краще, ніж глибинні сфери Землі. Як показали геофізичні дослідження, в будові земної кори беруть участь три шари порід. Верхній шар називається осадовим, бо він складений переважно осадовими породами: пісками, глинами, вапняками та ін. Поширений майже скрізь на планеті, але його товщина коливається в значних межах — від кількох метрів на виходах на поверхню давніх кристалічних порід до 15 км в Баренцовому морі. Середній шар називається гранітним за його схожість за щільністю з магматичними породами — гранітами. Поширений переважно під материками, товщина його змінюється від 0 до 20 км. Верхня частина гранітів в деяких районах, наприклад на Кольському півострові, в північних і центральних районах України, виходить на земну поверхню і доступна для безпосереднього вивчення. Нижній шар земної кори найменш досліджений, умовно названий базальтовим внаслідок схожості за щільністю з цією гірською породою. Як і осадові породи, має повсюдне поширення, а товщини його коливаються від 3 до 40 км.

Особливості будови земної кори під континентами і океанами стали причиною поділу її на два типи: континентальну і океанічну. Границя між ними не збігається з межами материків і океанів, вона проходить по океанічному дну на глибинах 2000—3500 м. Досить часто виділяють ще третій тип земної кори — перехідний: в цій зоні спостерігається чергування ділянок континентальної та океанічної кори.

Континентальний тип земної кори найтовщий. Його середня товщина 43,5 км, мінімальна, близько 20 км, — на стику з океанічною корою, максимальна, до 75 км, — під гірськими хребтами Тибету, Тянь-Шаню, Паміру. В цьому типі здебільшого добре виражені всі три шари порід — осадові, гранітні та базальтові.

Океанічний тип земної кори має малу товщину (5—20 км) при значному поширенні. Характерна його особливість — відсутність гранітного шару. Тому осадові породи незначної товщини залягають безпосередньо над базальтовими.

Для перехідного типу земної кори характерна велика контрастність, властива зонам сучасних геосинкліналей. До перехідного типу належить ділянка кори під Курильською дугою, ділянки, зайняті Чорним, Середземним, Червоним і Карибським морями, а також деякі підводні хребти. Утворення перехідного типу кори пов'язане з активним гороутворенням.

Важливі дані про будову і товщину земної кори на одних і тих самих широтах дають гравіметричні дослідження — вивчення сили тяжіння. Нагадаємо, що її величина є рівнодійною притягання маси Землі і відцентрової сили обертання планети.

Гірські хребти створюють у верхніх шарах додаткову масу і тому повинні б збільшити величину сили тяжіння пропорційно масі гір. В океанах же густина води близько 1 г/см8, тому сила тяжіння над її поверхнею повинна б бути меншою, ніж в горах. Низинні райони на суші займають проміжне положення, і тому логічно припустити, що сила тяжіння тут матиме середньоширотні значення.

Вимірювання показали, що фактично сила тяжіння на одній і тій самій паралелі скрізь практично однакова. Це означає, що в горах вона менша від нормальної, тобто тут проявляється, як прийнято говорити, від'ємна гравіметрична аномалія, на морі сила тяжіння більша розрахункової і аномалія тут додатна, на низовинах величини сили тяжіння близькі до розрахункових.

Рис. 16. Ізостазія: a — рівнина; б і в — гірські країни; г — плато; д — океан; 1 — осадові породи; 2 — гранітний шар; 3 — базальтовий шар; 4 — верхня мантія; 5 — океан; 6 — поверхня Мохоровичича (Мохо)

Такий розподіл сили тяжіння та її аномалій пояснюють ізостазією — зрівноваженням ваги земної кори різної густини на верхній мантії. Гірські хребти мають глибокі, але легкі "корені", а океанічне дно складене переважно важкими базальтовими породами (рис. 13). Якщо десь порушена рівновага від зміни навантаження, земна кора поступово спливає (наприклад при руйнуванні гір, таненні льодовиків та ін.) або занурюється в мантію, якщо її вага збільшується. Таким чином, земна кора ніби "плаває" на верхній мантії, а нижня межа кори дзеркально відображає рельєф поверхні Землі. У цьому відношенні кора нагадує айсберг в океані. Згідно із законом Архімеда, всі айсберги, щоб вони могли плавати, мають бути глибоко занурені у воду. Чим вищий айсберг, тим більша його підводна частина. Цей закон можна застосувати і для земної кори — материки мають товстішу кору ніж опущені простори океанічного дна.

Описане явище ізостазії означає, що океан — це не тільки результат наявності води в ньому; поділ земної поверхні на сушу і море зумовлений різною будовою надр Землі. Материки не можуть опуститися нижче рівня Світового океану, бо вони складені головним чином легкими гірськими породами. У будові океанічного дна переважають більш важкі породи. Таким чином, материк не може перетворитися в океан і навпаки.

Думки щодо поділу земної кори на різні типи дотримуються не всі вчені. Деякі геологи вважають, що земна кора скрізь на Землі однакова. Виявлені ж відмінності в характері проходження сейсмічних хвиль і розподілі сили тяжіння пояснюються тим, що кора під океаном зазнає величезного тиску водних мас і насичена водою. Це і змінює її властивості.

Важливі дані про будову земної кори дають відомості, одержані в процесі глибокого буріння. Так, результати аналізів гірських порід, взятих з Кольської надглибокої свердловини, виявилися досить несподіваними. Там, де за геофізичними даними передбачалася наявність базальтового шару (у зв'язку з різкою зміною швидкості проходження хвиль), свердловина пересікла світлі архейські гнейси. Це дуже змінені, чи мета-морфізовані, гірські породи осадового або магматичного походження з високим вмістом кремнезему, і, що дуже важливо, одна з головних складових частин гранітного шару. Виникає питання: невже всі здогадки геологів і геофізиків про будову глибоких надр земної кори виявилися неправильними? Ні, це не так. Надглибоке буріння ще раз показало, наскільки складні природні процеси і яка непроста будова кори. У даному випадку різка зміна швидкостей хвиль пов'язана не з переходом від гранітного шару до базальтового, а з розущільненням порід за рахунок утворення тріщин в процесі звільнення води з кристалічних сіток мінералів під впливом високого тиску і температури.

Результати глибокого буріння змінили уявлення про характер розподілу температур в надрах Землі. Раніше вважалося, що в межах Балтійського щита й у подібних йому регіонах збільшення температур з глибиною незначне. Очікувалося, що на глибині близько 7 км температура досягає 50е, а 10 км — 100°. Насправді температура виявилася значно вищою. До глибини 3 км температура збільшувалася на 1° через кожні 100 м, що відповідало розрахункам. Але далі її приріст досяг 2,5° на кожні 100 м, і, таким чином, на глибині 10 км температура виявилася рівною 180°. Допускають, що висока температура — наслідок інтенсивного теплого потоку, який іде від розігрітої мантії.

Щоб краще вивчити глибинну будову Землі, передбачається закласти кілька нових надглибоких свердловин у різних районах Землі. Деякі з них повинні досягнути границі Мохоровичича. Це означає, що в недалекому майбутньому до рук учених попадуть унікальні зразки геологічних порід. Цілком ймовірно, що глибоке буріння дозволить виявити родовища корисних копалин, розширить уявлення людей про будову надр Землі.

Сайт СТУДОПЕДИЯ проводит ОПРОС! Прими участие :) - нам важно ваше мнение.

3.

Гутенберга

АСТЕНОСФЕРА

Внутрішня будова Землі.

2.

На основі детальних геофізичних досліджень було встановлено неоднорідність внутрішньої будови Землі і виділено три основні внутрішні геосфери: ядро, мантію та земну кору. Для зручності, кожен шар у будові Землі нумерують літерами латинського алфавіту.

А → Земна кора:

конт - (мах. - 70-80 км)

Розділ Мохоровічіча:

(межа земної кори і мантії)

В → верхня мантія

(шар Гутенберга)

тут (у верхній частині)

(речовина у розм’якшеному

стані - tº = 1200º)

С → середня мантія

(шар Голіцина)

Д´ → нижня мантія

Д´´ → перехідна оболонка

(шар Берзан)

Розділ (поверхня) Віхерта-

(2900 км)

Е → зовнішнє ядро(рідке)

F → перехідна зона

G → внутрішнє ядро(тверде)

(5120-6370 (6371, 6378) км)

ТЕКТОНОСФЕРА– шар, який утворюють Земна кора і Мантія.

ЛІТОСФЕРА - утворюють Земна кора і надастеносферний шар Мантії.

ЯДРО – (r = 3482 км; 17% - об’єму Землі; 34% - маси Землі).

Кожна з геосфер має свої особливості, можна сказати особисті якості, завдяки яким вони дуже неоднозначно реагують на зовнішні впливи.

В геосферах постійно відбувається перерозподіл енергії, що поступає ззовні (внутрішній обмін, кругообіг речовин). Чутливість кожної геосфери до зовнішніх впливів багато в чому залежить від її постійно мінливого, нестійкого, напруженого внутрішнього енергетичного стану.

Для геосфер дуже важливо буває встановити причини, що викликають крупні зміни й катастрофи. При певних умовах ними можуть бути сонячні спалахи і, навіть, сила притягання Місяця та ін небесних тіл. Основні сили, що впливають на земні геосфери за енергоємністю, періодичністю, мінливістю, взаємозв’язком з іншими силами:

1) променева енергія Сонця; 2) гравітаційний вплив сусідніх космічних тіл; 3) земні фактори; 4) вплив далеких зірок і галактик.

Існує 2 основні типи земної кори (ЗК): (континентальний; океанічний) і 2 перехідні – (субконтинентальний, субокеанічний - характерні для Тихого океану).

КОНТИНЕНТАЛЬНА земна кора (КЗК) має в своїй будові 3 шари:

ОСАДОВИЙ (потуж. 10-15 км) – виникає в результаті осідання речовини на дні океанів, морів, озер, річок і представлена вапняками, глинами, пісковиками, пісками, гіпсом, сіллю. Його підошвою є поверхня Конрада (з 1925 р.);

ГРАНІТНО-МЕТАМОРФІЧНИЙ (потуж. 10-20 км) – виникає в результаті кристалізації магми і представлений гранітами і породами, що виникли внаслідок метаморфізації з магматичних і осадових – гнейсами, кристалічними сланцями та ін. характеризується високим вмістом SіО2 (кремнезему).

БАЗАЛЬТОВИЙ (потуж. близько 40 км) – представлений продуктами вулканічних вивержень (базальти) і метаморфічними породами (амфіболіти).

ОКЕАНІЧНА земна кора (ОЗК), характерна для ложа Світового океану, також має 3 шари:

ОСАДОВИЙ (потуж. кілька сотень метрів) – представлений глибоководними осадами (мул).

БАЗАЛЬТОВИЙ (потуж. до 3 км).

ОСНОВНІ та УЛЬТРАОСНОВНІ ПОРОДИ (потуж. 5-6 км) – представлені габро, перидотитом, серпентинітом та ін. (вміст SіО2до 50%).

Сполучення обох типів ЗК відбувається по-різному. На узбережжях Атлантичного, Індійського і Пн. Льодовитого океанів гранітний шар поступово з’являється в межах континентального схилу. У цьому випадку ОЗК і КЗК контактують в зоні підніжжя континентального схилу. Такий тип перехідної зони називається АТЛАНТИЧНИМ.

Для Тихого океану все не так. Тут мають місце, як уже зазначалось вище, 2 перехідні типи ЗК:

СУБКОНТИНЕНТАЛЬНИЙ (від континентального типу ЗК відрізняється меншою потужністю (20-30 км) і нечітко вираженою поверхнею Конрада):

1) осадовий шар – сотні метрів;

2) гранітно-метаморфічний – (близько 10 км);

3) базальтовий – (10-15 км).

Фактично, це ЗК острівних дуг – Алеутські, Курильські, Японські, Рюкю, Філіппіни.

СУБОКЕАНІЧНИЙ (має загальну потужність до 25 км і підвищену потужність осадового шару до 15 км). Цей тип ЗК характерний для глибоководних улоговин морів (Японське, Охотське) і для деяких внутрішніх морів (Чорне, Середземне).

Субконтинентальні й субокеанічні ділянки дна океанів з’єднують між собою зони розломів. Цей складний і різкий перехідний тип ЗК, з наявністю обох вище названих, називають ТИХООКЕАНСЬКИМ.

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

Вище згадувалися форми мега-, макро- і мезорельефа, утворення яких обумовлене діяльністю ендогенних процесів (див. Гл. 5-7). Найбільші форми рельєфу - планетарні - також зобов'язані своїм походженням внутрішнім силам Землі, що лежить в основі утворення різних типів земної кори.

Дані геофізики і, зокрема, глибинного сейсмічного зондування свідчать про те, що земна кора під материками і океанічними западинами має неоднакову будову. Розрізняють континентальний і океанічний типи земної кори (рис. 8.1).

Кора океанічного типу різко відрізняється від континентальної. На більшій частині площі дна океану потужність її коливається від 5 до 10 км. Своєрідно і її будову: під осадовим шаром потужністю від декількох сотень метрів (в глибоководних улоговинах) до 15 км

(поблизу континентів) залягає другий шар, складений подушкові лавами з тонкими прошарками осадових порід. Нижня частина другого шару складена своєрідним комплексом паралельних ДАЕК базальтового складу. Третій шар океанічної кори потужністю 4 -7 км представлений кристалічними магматичними породами переважно основного складу (габро). Таким чином, найважливішою специфічною особливістю океанічної кори є її мала потужність і відсутність гранітного шару.

Мал. 8.1. Будова земної кори материків і океанів (за М. В. Муратову):

• 1 - вода; 2 - осадові породи; 3 - гранітний шар; 4 - базальтовий шар;
• 5 - мантія Землі (М - поверхня Мохоровичича); 6 - ділянки мантії, складені породами підвищеної щільності; 7 - ділянки мантії, складені породами зниженої щільності; 8 - глибинні розломи; 9 - вулканічний конус і магматичних канал

Особлива будова земна кора має в областях переходу від материків до океанів - в сучасних геосинклінальних поясах, де вона відрізняється строкатістю і складністю будови. На прикладі західної окраїни Тихого океану видно, що на околицях геосинклінальні області зазвичай складаються з трьох основних елементів - улоговин глибоководних окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів. Простору, відповідні глибоководним западин морів (Карибського, Японського і ін.), Мають кору, за своєю будовою нагадує океанічну. Тут відсутній гранітний шар, проте потужність кори значно більше за рахунок збільшення товщини осадового шару. Великі масиви суші, які межують з такими морями (наприклад, Японські острови), складені корою, близькою за будовою до континентальної. Характерними особливостями перехідних областей є складне взаємопоєднання і різкі переходи одного типу кори в інший, інтенсивний вулканізм і висока сейсмічність. Такий тип будови земної кори можна назвати геосінклінал'ним.

Своєрідними рисами характеризується земна кора під серединно-океанічними хребтами. Вона виділяється в особливий, так званий рифтогенних тип земної кори. Деталі будови кори цього типу ще не зовсім зрозумілі. Її найважливіша особливість - залягання під осадовим шаром порід, в якому пружні хвилі поширюються зі швидкостями 7,3-7,8 км / с, тобто набагато більшими, ніж в базальтовому шарі, але меншими, ніж в мантії. Вважають, що тут відбувається змішання речовини кори і мантії. Ця думка в 1974 р отримало додаткове підтвердження в результаті глибоководного буріння, проведеного на Серединно-Атлантичному хребті.

Кожному з перерахованих вище типів земної кори відповідають найбільші, планетарні форми рельєфу (рис. 8.2). Континентальному типу земної кори відповідають континенти ( материки ). Вони утворюють основні масиви суші. Значні площі материків затоплені водами океанів. Ці частини материків отримали назву підводної окраїни материків. В геофізичної і геоморфологическом сенсі межами материків слід вважати саму нижню межу підводної окраїни материків, де виклінівается гранітний шар, і кора континентального типу змінюється океанічної.

Мал. 8.2. Схема співвідношення різних типів земної кори і планетарних форм рельєфу:

1 - материки (а) і їх підводні околиці (б) - кора материкового типу; 2 - перехідні зони - кора геосинклинального типу; 3 - ложе океану - кора океанічного типу; 4 - серединно-океанічні хребти - рифтогенних тип земної кори (по О. К. Леонтьєву)

Океанічному типу земної кори відповідає ложе океану. Складно побудована кора геосинклинального типу знаходить відображення в рельєфі геосинклінальних поясів або зон переходу від материків до океанів. Нижче для стислості вони будуть називатися перехідними зонами. Рифтогенних тип земної кори відповідає в рельєфі планетарну систему серединно-океанічних хребтів.

Кожна планетарна форма рельєфу характеризується своєрідністю притаманних їй форм мега- і макрорельефа, в переважній більшості випадків також обумовлених відмінностями в структурі земної кори.

Переходячи до опису мегарельефа найбільших планетарних форм рельєфу Землі, слід підкреслити, що при наведеному вище виділення планетарних морфоструктур берегова лінія втрачає своє значення як найважливіша геоморфологическая межа, яка відокремлює сушу від морського дна. Однак роль її безумовно велика, так як умови рельєфоутворення на морському дні і на суші істотно різні.

Слід також зазначити, що на материках, є досить складними утвореннями, поряд з древніми і молодими платформами широко поширені зовсім молоді морфоструктури, зобов'язані своїм походженням альпійським горотворних рухів і ще не втратили повністю риси, властиві геосінкліналь- ним областям. Однак ці морфоструктури характеризуються вже сформувалася континентальної земною корою.

У зв'язку з зазначеними обставинами подальше опис форм мегарельефа суші дається по можливості окремо від мегарельефа морського дна. Відповідно огляд мегарельефа материків включає в себе загальну характеристику рівнин і гір суші, в тому числі епігео- синклінальних гірських споруд, що сформувалися в альпійській геосинклінальної області. При огляді перехідних зон основна увага приділяється морським (океанічних) елементів цієї мегаморфо- структури.

БУДОВА земної кори

У будову земної кори беруть участь всі описані типи гірських порід - магматичні, осадові і метаморфічні, що залягають вище кордону Мохо. Як в межах континентів, так і в межах океанів виділяються рухливі пояси і відносно стійкі площі земної кори. На континентах до стійким площами відносяться великі рівнинні простору - платформи (Східно-Європейська, Сибірська), в межах яких розташовуються найбільш стійкі ділянки - щити (Балтійський, Український), що представляють собою виходи древніх кристалічних гірських порід. До рухомим поясам відносяться молоді гірські споруди, такі, як Альпи, Кавказ, Гімалаї, Анди і ін.

Материкові структури не обмежуються тільки континентами, в ряді випадків вони простягаються в океан, утворюючи так звану підводну окраїну материків, що складається з шельфу, завглибшки до 200 м, континентального схилу з підніжжям до глибин 2500-3000 м. В межах океанів також виділяються стабільні області - океанські платформи - значні площі ложа океану - великі глибоководні (грец. "абіссос" - безодня) рівнини глибиною 4-6 км, і рухливі пояса, до яких відносяться серединно-океанські хребти і активні околиці Тихого океану з розвиненими окраїнними морями (Охотське, Японське і ін.), острівними дугами (Курильські, Японські і ін.) і глибоководними жолобами (глибиною 8-10 км і більше) (рис. 3.1).

На перших етапах геофізичних досліджень виділялися два основних типи земної кори: 1) континентальний і 2) океанський, що різко відрізняються один від одного будовою і потужністю створюваних порід. В подальшому стали виділяти два перехідних типу:

1) субконтинентальним і 2) субокеанскій.

Континентальний тип земної кори. Потужність континентальної земної кори змінюється від 35-40 (45) км в межах платформ до 55-70 (75) км в молодих гірських спорудах. Континентальна кора триває і в підводні окраїни материків. В області шельфу її потужність зменшується до 20-25 км, а на материковому схилі (на глибині близько 2,0-2,5 км) виклінівается. Континентальна кора складається з трьох шарів. Перший - самий верхній шар представлений осадовими гірськими породами, потужністю від 0 до 5 (10) км в межах платформ, до 15-20 км в тектонічних прогинах гірських споруд. Швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль (Vp) менше 5 км / с. Другий - традиційно званий "гранітний" шар на 50% складний гранітами, на 40% - гнейсами і іншими в різному ступені метаморфизованними породами. Виходячи з цих даних, його часто називають гранітогнейсових або гранітометаморфіческім. Його середня потужність становить 15-20 км (іноді в гірських спорудах до 20- 25 км). Швидкість сейсмічних хвиль (Vp) - 5,5-6,0 (6,4) км / с. Третій, нижній шар називається "базальтовим". За середнім хімічним складом і швидкості сейсмічних хвиль цей шар близький до базальтів.

Але при цьому висловлюється припущення, що він складний основними інтрузивними породами типу габро, а також метаморфічними породами амфиболитовой і гранулитовой фацій метаморфізму, не виключається наявність і ультраосновних порід. Правильніше називати цей шар гранулито-базитових (базит - основна порода). Його потужність змінюється від 15-20 до 35 км. Швидкість поширення хвиль (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км / с. Кордон між гранітометаморфіческім і гранулито-базитових шарами отримала назву сейсмічного розділу Конрада. Довгий час панувало уявлення про те, що межа Конрада існує в континентальній корі повсюдно. Однак наступні дані глибинного сейсмозондірованія показали, що поверхня Конрада далеко не всюди виражена, а фіксується лише в окремих місцях. Природно виникають нові інтерпретації будови континентальної земної кори. Так, Н. І. Павленкова та іншими запропонована чотиришарова модель (рис. 3.3). У цій моделі виділяється верхній осадовий шар з чіткою швидкісний кордоном, позначеної Ко. Нижче розташовані частини земної кори об'єднані в поняття кристалічний фундамент, або консолідована кора, всередині якої виділяються три шари: верхній, проміжний і нижній, розділені кордонами К1 і К2. Відзначається достатня стійкість кордону К2 - між проміжним і нижнім поверхами. Верхній поверх характеризується вертикально-шаруватої структурою і диференційованою окремих блоків за складом і фізичними параметрами. Для проміжного поверху відзначається тонка горизонтальна расслоенность і наявність окремих пластин зі зниженою швидкістю сейсмічних хвиль (Vp) - 6 км / с (при загальній швидкості в шарі 6,4-6,7 км / с) і аномальної щільністю.

На підставі цього робиться висновок, що проміжний шар може бути віднесений до ослабленого шару, за яким можливі горизонтальні переміщення речовини. В даний час і інші дослідники звертають увагу на наявність окремих лінз в континентальній корі з відносно (на 0,1-0,2 км / с) зниженими швидкостями сейсмічних хвиль на глибинах 10-20 км, при потужності лінз 5-10 км. Припускають, що ці зони (або лінзи) пов'язані з сильною тріщинуватістю і обводненностью порід.

Дані С. Р. Тейлора вказують також, що в межах континентальної кори немає єдиного шару зі зниженою швидкістю, а зазначається переривчаста расслоенность. Все сказане свідчить про велику складність континентальної земної кори і неоднозначності його інтерпретації. Досить переконливим доказом цього є дані, отримані при бурінні надглибокої Кольської свердловини, що досягла вже глибини понад 12 км. За попередніми сейсмічними даними, в районі закладення свердловини межа між "гранітним" і "базальтовим" шарами повинна б бути зустрінута на глибині близько 7 км. Насправді ніякого геофізичного "базальтового" шару не виявилося. На цій глибині під потужною метаморфізовани вулканогенно-осадової товщею протерозойского віку були розкриті плагіоклазовие гнейси, гранито-гнейси, амфіболіти - породи среднетемпературной стадії метаморфізму, процентний вміст яких збільшується з глибиною. Що ж послужило причиною зміни швидкості сейсмічних хвиль (від 6,1 до 6,5-6,6 км / с) на глибині близько 7 км, де передбачалася наявність геофізичного "базальтового" шару? Можливо, що це пов'язано з амфіболітами і їх роллю в зміні пружних властивостей порід. Можливо також, що зазначена раніше (до буріння свердловини) межа пов'язана не зі зміною складу порід, а зі збільшенням поля напруги, обумовленого інтенсивними деформаціями і неодноразовими проявами метаморфізму.

Літосфера (від грец. . - камінь і . - куля, сфера) - тверда оболонка Землі. Складається з земної кори і верхньої частини мантії, до астеносфери, де швидкості сейсмічних хвиль знижуються, бо свідчить про зміну пластичності порід. У будові літосфери виділяють рухливі області (складчасті пояса) і відносно стабільні платформи.

Блоки літосфери - літосферні плити - рухаються по відносно пластичної астеносфері. Вивчення та опису цих рухів присвячений розділ геології про тектоніку плит.

Літосфера під океанами і континентами значно різниться. Літосфера під континентами складається з осадового, гранітного і базальтового шарів загальною потужністю до 80 км. Літосфера під океанами зазнала безліч етапів часткового плавлення в результаті утворення океанічної кори, вона сильно збіднена легкоплавкими рідкісними елементами, в основному складається з дунитов і гарцбургітов, її товщина складає 5-10 км, а гранітний шар повністю відсутній.

Для позначення зовнішньої оболонки літосфери застосовувався нині застарілий термін Сіаль, що походить від назви основних елементів гірських порід Si (лат. Silicium - кремній) і Al (лат. Aluminium - алюміній).

Відомо, що земна кора під материками і під ложем океану побудована неоднаково. Тип земної кори, характерний для материків, називається материковим. Потужність материкової кори в середньому біля 35 км. Вона складається з трьох шарів.

Верхній шар змінної потужності - осадовий. Нижче йде так званий гранітний шар, утворений з порід, в яких пружні хвилі поширюються зі швидкістю близько 6 км/с. Потужність його 15 - 17 км. Він підстилається так званим "базальтовим шаром", що складається з більш щільних порід (швидкість поширення пружних хвиль 6,5 - 7,2 км/с).

Земна кора під ложем океану називається океанічною корою. Її потужність в середньому в 5 раз менше потужності материкової кори, тобто дорівнює приблизно 7 км. При цьому (середні цифри) верхній шар - осадовий товщиною біля 1 км. Пружні хвилі в ньому поширюються зі швидкістю 1,5 - 4,0 км/с. Його підстилає "другий шар", товщина якого також біля 1 км, але він складається з більш щільних порід. Ще нижче залягає базальтовий шар товщиною близько 5 км.

Материкова кора широко розповсюджена під океаном. Вона складає всю підводну окраїну материків. Океанічна кора, як уже згадувалось, складає тільки ложе океану. Особливі типи земної кори притаманні перехідним зонам та серединно-океанічним хребтам.

Підводні окраїни материків. Шельф

Відносно вирівняну і відносно мілководну частину морського (океанічного) дна, що прилягає до берега моря чи океану, називають шельфом (англ. shelf - уступ). Його прорізають багаточисельні затоплені, напівпоховані більш пізніми донними відкладами, річкові долини.

На шельфах, що знаходяться в зоні недавніх четвертинних зледенінь, виявлені різноманітні сліди рельєфоутворюючої діяльності давніх льодовиків - шліфовані скелі, "баранячі лоби", крайові морени. Відповідно значно поширені і стародавні континентальні відклади. Все це свідчить про те, що шельф ще зовсім недавно був суходолом і став частиною морського дна в результаті новітнього затоплення колишньої прибережної смуги водами океану внаслідок підйому рівня Світового океану після закінчення останнього зледеніння.

На шельфі протікає діяльність різноманітних сучасних рельєфоутворюючих агентів. На берегах морів на першому місці стоїть абразійна та акумуляційна діяльність морського хвилювання. Важливий фактор сучасного рельєфоутворення - діяльність морських припливів. Велику рельєфоутворюючу та геологічну діяльність на шельфах тропічних та екваторіальних морів здійснюють рифобудівники - коралові поліпи та вапнякові водорості.

Особливий інтерес представляють широкі шельфи, що примикають до великих прибережних рівнин, у межах яких знайдені і розробляються нафтогазоносні родовища. Нерідко ці родовища продовжуються і в межах шельфу, що пояснюється спільністю геологічної будови шельфу і прилеглого суходолу. Зараз вже відомо багато прикладів інтенсивної розробки нафтогазоносних родовищ на шельфі.

Не менший практичний інтерес мають рибні багатства шельфу. Зараз більше половини рибного вилову припадає на шельфові глибини. Шельф має великі ресурси у відношенні запасів будівельних матеріалів.

Материковий схил

Шельф з боку океану окреслений морфологічно вираженою межею - бровкою шельфу, за якою зразу ж починається різке збільшення крутизни схилу дна. Ця зона різкого збільшення глибини в межах від 100 - 200 і до 3000 - 3500 м отримала назву материкового схилу. Характерна особливість рельєфу материкового схилу - різка розчленованість долиноподібними формами - підводними каньйонами.

Частіше всього це продовження під водою річкових долин. Припускається, що вони мають комплексне походження. Первісна їх поява, можливо, пов’язана з тектонічними розломами, а подальша розробка каньйонів вже продовжується суспензійними (турбідітними) потоками, що утворюються під час підводних зсувів. Сповзаючий матеріал рухається по схилу з великою швидкістю (70 - 90 км/год.) на сотні кілометрів, еродуючи морське дно.

Гравітаційні процеси на материковому схилі в своїй сукупності являють собою важливіший механізм пересування осадового матеріалу з шельфу і верхньої частини схилу на великі глибини. Генезис материкового схилу в значній мірі пов’язаний з тектонікою скидів, що проявляється тут достатньо яскраво.

Це явище пов’язано з тим, що материкам у цілому притаманні висхідні вертикальні рухи земної кори, а ложу океану - прогинання, опускання. У ряді випадків спостерігається ступінчастий профіль материкового схилу, що можна пояснити розвитком ступінчастих скидів. Така картина, наприклад, дуже характерна для Патагонського шельфу в Атлантичному океані. Окремі уступи материкового схилу можуть бути сильно розвинутими у ширину. Вони отримали назви краєвих плато.

Практичний інтерес вивчення материкового схилу поки що обмежується задачами рибальства. Останнім часом стало відомо, що материковий схил має дуже значне населення і що багато видів промислових риб виловлюються якраз тут. Рибопромислове освоєння материкового схилу розвивається зараз у дуже швидкому темпі, особливо в зв’язку з введенням 200-мильної "зони економічних інтересів" приморських держав.

Материкове підніжжя. Частіше за все це хвиляста похила рівнина, що прилягає до основи материкового схилу і відділяє останній від ложа океану. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження цієї рівнини пов’язано з накопиченням величезних мас осадового матеріалу, що переміщується гравітаційними процесами та течіями. Особливо яскраво це проявляється в районах величезних конусів виносу турбідітних потоків, прив’язаних до гирла підводних каньйонів.

Найбільш потужні конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл крупніших річок з величезним твердим стоком, таких як Ганг, Інд, Міссісіпі, Конго (Заїр).

До материкового схилу відноситься також діяльність донних абісальних течій, які переміщують вздовж материкового підніжжя величезні маси завислого та напівзавислого осадового матеріалу (абісаль від грец. - безодня). З цього матеріалу будуються величезні донні акумулятивні форми, так звані осадові хребти (Блейк-Багамський хребет і ін.). Таким чином, притік осадового матеріалу, з якого формується материкове підніжжя, відбувається також і по дну паралельно ізобатам, по шляху прямування донних абісальних течій. Окрім того, великі маси осадового матеріалу випадають із водної товщі.

Отже, в сукупності підводна окраїна материка може розглядатись як гігантський масив "континентальної тераси", яка є важливішим зосередженням осадового матеріалу на дні океану. Завдяки акумуляції осадів у її межах, вона має тенденцію до висунення в океан, "наповзанню" на периферійні ділянки океанічної кори.

Перехідні зони

На більшій частині периферії Атлантичного, Індійського і всього Північного Льодовитого океану підводні окраїни материків безпосередньо контактують з ложем океану. На периферії Тихого океану, в районах Карибського моря і моря Скотія, а також на північно-східній окраїні Індійського океану виявлені інші, більш складні системи переходу від океану до континенту. Так, на всьому протязі західної окраїни Тихого океану від Берингового моря до Нової Зеландії між підводними окраїнами материків і ложем океану лежить обширна перехідна зона.

Вона складається з:

• улоговин глибоководних окраїнних морів,
• обмежуючих їх підводних хребтів, увінчаних вулканічними островами (так званими острівними дугами),
• глибоководних жолобів - вузьких, дуже глибоких депресій, до яких належать найбільші глибини океану.

Моря, що відділяються острівними дугами, як правило, глибокі, нерідко дно їх нерівне, часто гористе, потужність донних відкладів у таких морях невелика. У деяких морях дно ідеально рівне, а потужність осаду перевищує 2 - 3 км. Отже, накопичення осадів є головним чинником вирівнювання рельєфу шляхом захоронення корінних нерівностей.

Острівні дуги - це підводні хребти, увінчані вулканами, багато з яких - діючі. Характерно, що більше 70% діючих вулканів належать якраз острівним дугам. Найбільш крупні з хребтів виступають над рівнем моря і утворюють острови (Курильські острови з їх діючими вулканами та ін.).

Є перехідні області, де не одна, а декілька острівних дуг. Інколи різні за віком дуги зливаються одна з одною, утворюючи крупні масиви острівного суходолу. Найкрупнішим острівним масивом є Японська острівна дуга. Цікаво, що під такими крупними масивами нерідко виявляється земна кора континентального типу.

Важливою географічною та геологічною рисою перехідної зони є, поряд з інтенсивною вулканічною діяльністю, висока ступінь сейсмічності. Тут поширені як глибоко-фокусні (глибина > 300 км), так і середньо-фокусні (50 - 300 км) землетруси.

Серединно-океанічні хребти

Серединно-океанічні хребти були виявлені зовсім недавно, в 50 - 60 роках XX століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани. Починається вона в Північному Льодовитому океані (хребти Гаккеля, Книповича, Мона і Кольбейнсей) і продовжується в Атлантичному океані, де утворює Серединно-Атлантичний хребет, який можна прослідкувати до острова Буве в південній Атлантиці.

Далі йде Африкансько-Антарктичний хребет. Він огинає підводну окраїну Африки і йде в Індійський океан під назвою Західно-Індійського хребта. В центральній частині Індійського океану система серединно-океанічних хребтів утворює три гілки. Одна з них - це вже названий Західно-Індійський хребет, друга, що йде на північ - Аравійсько-Індійський хребет і третя, що йде на південний схід – Центрально-індійський хребет.

Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті ціла система окремих нагірь, що складаються в свою чергу з цілого ряду хребтів. Ширина такого нагір’я може досягати 1000 км, а загальна протяжність всієї системи перевищує 60 тис. км. В цілому, це сама грандіозна гірська система на Землі, рівної якій по масштабах нема на суходолі.

Для осьової частини системи притаманна рифтова структура - вона розбита розломами того ж простирання, що й хребти. Ці розломи утворюють депресії - так звані рифтові долини, які в свою чергу перетинаються поперечними жолобами. У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини і якраз тут знаходяться максимальні глибини в зоні серединно-океанічних хребтів. По обидва боки від рифтової зони простираються флангові зони системи.

Вони також мають гірський рельєф, але менш розчленований і менш різкий, ніж у рифтовій зоні. Низькогірний рельєф периферійних частин флангових зон поступово переходить в горбистий рельєф ложа океану. На серединних хребтах багато підводних вулканів. Тут створюється особливий тип земної кори з підвищеною щільністю і рухом матеріалу з мантії на поверхню. Цей тип земної кори деякі вчені називають рифтогенальним.

Таким чином, кожній з виділених планетарних морфоструктур притаманний особливий тип земної кори: підводним окраїнам материків - материковий, ложу океану - океанічний, перехідній зоні - геосинклинальний, серединно-океанічним хребтам - рифтогенальний. Серединно-океанічним хребтам притаманні також інтенсивний вулканізм та високий ступінь сейсмічності.

Структура серединно-океанічних хребтів по простяганню неоднорідна. Ділянки з різко вираженою рифтовою структурою чергуються з величезними випуклостями, де пануючим типом геодинаміки є вулканізм. Тут виникають крупні лавові плато, до яких належать основні групи вулканів. В Атлантичному океані такими районами є Ісландія, Азорське плато, острови Тристан-да-Кунья та Гоф. Вулканізм по складу магми - виключно базальтовий з ультра-основними породами.

Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не більше 30 - 50 км.

Ложе океану

Рельєф ложа океану характеризується поєднанням обширних улоговин та розділяючих їх піднять. Дно улоговин відрізняється майже повсюдним поширенням горбистого рельєфу або ж рельєфу абісальних пагорбів. Під абісальними пагорбами розуміють невеликі підводні підвищення, часто від 1 до декількох десятків кілометрів у поперечнику і висотою від декількох десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення, що що займають величезні площі.

Вважається, що абісальні пагорби - вулканічні утворення. Це або невеликі вулкани, або шлакові конуси, або дрібні інтрузії, в яких магма не досягла поверхні і застигла в земній корі у вигляді пластів, жил, баколітів і батолітів. Майже повсюди вони плащеподібно вкриті донними відкладами. Там, де осади вкривають суцільним шаром нерівності корінного ложа, утворюються плоскі абісальні рівнини. Вони зустрічаються досить рідко і займають не більше 8% площі дна улоговин.

Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють гори або (у більш рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що стоять окремо. Підводні гори, як і абісальні пагорби, мають переважно вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що виступають над рівнем моря і утворюють вулканічні острови.

Місцями в межах ложа океану виявляються долини, інколи довжиною в декілька тисяч кілометрів. Їхнє утворення з припущенням можна пов’язати з діяльністю придонних течій і турбідітними потоками. Підняття ложа океану і генетично і морфологічно неоднорідні. Більшість з них лінійно орієнтовані, тому їх прийнято називати океанічними хребтами (на відміну від серединно-океанічних хребтів). У більшості випадків їх вершини увінчані вулканами. Такий, наприклад, Гавайський хребет, гребінь якого утворює ряд вулканічних гір.

Ложе океану асейсмічно, тобто тут, як правило, не буває землетрусів. Однак у деяких хребтах і навіть окремих горах часом проявляється сучасний вулканізм (Гавайський хребет та ін.). Найхарактернішою рисою рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів (наприклад, зони розломів у східній частині Тихого океану).

Джерела

1. Волошин І. І., Чирва В. Г. Географія Світового океану: Навч. посібник для вчителів серед. загальноосвіт. шк. - К.: Перун, 1996. - 224 с.

2. Географія світу: Підручн. Для 7 кл. серед. шк. / В. Ю. Пестушко, В. О. Сасиков, Г. Є. Уварова. - К.: Абрис, 1995. - 288 с.

3. Степанов В. Н. Природа Мирового океана. Пособие для учителей. - М.: Просвещение, 1982. - 192 с.

4. Физическая география материков и океанов: Учеб. для геогр. спец. ун-тов / Под общей ред. А. М. Рябчикова. - М.: Высшая школа, 1988. -592 с.