Субокеанічний тип земної кори

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

Гутенберга

АСТЕНОСФЕРА

Внутрішня будова Землі.

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

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.

Гіпермаркет Знань>>Географія>>Географія 6 клас>> Географія: Внутрішня будова Землі. Поняття "земна кора", "літосфера". Будова земної кори та її склад. Типи земної кори

ВНУТРІШНЯ БУДОВА ЗЕМЛІ. ПОНЯТТЯ "ЗЕМНА КОРА", "ЛІТОСФЕРА". БУДОВА ЗЕМНОЇ КОРИ ТА ЇЇ СКЛАД. ТИПИ ЗЕМНОЇ КОРИ

Людство завжди цікавило, що насправді міститься всередині Землі. Досі ніхто не спромігся побувати там. Навіть найглибша бурова свердловина світу сягає тільки 12 км. Але це незначна глибина порівняно з розмірами нашої планети. Якщо уявити Землю у вигляді яблука, то ця надглибока свердловина навіть не порушить його шкірку.

Згідно з науковими даними у будові нашої планети розрізняють три основні частини: ядро, мантію та земну кору (мал. 2).

Ядро — наймасивніша (найщільніша) внутрішня частина Землі. Воно складається з речовин, що мають властивості металів.

Радіус ядра становить близько 3 500 км.

Температура в ядрі досягає 4 000 - 5 000°С.

Мантія — найбільша за об'ємом частина планети (4/5 об'єму Землі). Речовина мантії перебуває в твердому стані. Тільки на глибині близько 150 — 200 км від поверхні у верхній частині мантії є в'язкий шар — астеносфера. Температура речовини мантії з наближенням до поверхні Землі знижується від 4000° до 1 000°С.

Вище від мантії лежить земна кора — верхня тверда оболонка літосфери. Товща земної кори становить 5 — 10 км під океанами, 70 — 80 км — у горах на суходолі. Порівняй із товщею мантії та ядра — це наче тонка плівка.

БУДОВА Й ТИПИ ЗЕМНОЇ КОРИ

Отже, земна кора має різну потужність під материками та океанами, що пояснюється віком і різним складом гірських порід.

На материках (континентах) виокремлюють три основні шари: верхній, що складається з осадових порід; середній — гранітний з переважанням твердих гірських порід; нижній — базальтовий, який сформувався в основному в процесі застигання магми. Він залягає на верхньому шарі мантії й має суцільне поширення.

Позаяк під океанами земна кора молодша за материкову, там є два шари — осадовий і базальтовий. Відповідно виділяють два типи земної кори: континентальний та океанічний. У перехідній зоні між материками й океанам и розрізняють субконтинентальний та субокеанічний типи.

Мал. 2

Земна кора разом із верхньою частиною мантії (до шару астеносфери) утворюють тверду оболонку Землі — літосферу. Отже, товща літосфери становить 150 — 200 км.

ВИСНОВКИ
1. Людству ще бракує знань щодо будови Землі. Учені вважають, що Земля поєднує декілька оболонок, які перебувають у постійній взаємодії і становлять географічну оболонку.
2. Внутрішня будова Землі складається з ядра, мантії та земної кори.
3. Земна кора — це верхня тверда оболонка Землі. За походженням поділяється на три типи: континентальний, океанічний та перехідний. Земна кора разом з верхньою частиною мантії утворюють літосферу.

О.Я.Скуратович, Р.Р.Коваленко, Л.І.Круглик, Географія, 6 клас
Вислано читачами з інтернет-сайтів

_{Онлайн бібліотека з підручниками і книгами з географії, плани-конспекти уроків по всім предметам, завдання з географії для 6 класу}

Если у вас есть исправления или предложения к данному уроку, напишите нам.

Если вы хотите увидеть другие корректировки и пожелания к урокам, смотрите здесь - Образовательный форум.

Внутрішня будова землі.

Згідно з науковими даними у будові нашої планети розрізняють три основні частини: - ядро, мантія та земна кора.

Ядро– наймасивніша (найщільніша) внутрішня частина Землі. Воно складається з речовин, що мають властивості металів. Радіус ядра становить близько 3 500 км. Температура в ядрі сягає 4 000 – 5 000*С.

Мантія - це найбільша за об*ємом частина планети (4/5 об*єму Землі). Речовина мантії перебуває в твердому стані. Тільки на глибині близько 150 – 200 км від поверхні у верхній частині мантії є в*язкий шар – астеносфера. Температура речовини мантії з наближенням до поверхні Землі знижується від 4 000* до 1 000*С.

Вище від мантії лежить земна кора – верхня тверда оболонка літосфери. Товщина земної кори становить 5 – 10 км під океанами, 70 – 80 км – у горах на суходолі. Порівняй із товщиною мантії та ядра – це наче тонка плівка.

БУДОВА Й ТИПИ ЗЕМНОЇ КОРИ.

На материках виокремлюють три основні шари:

1) Верхній, що складається з осадових порід

2) Середній – гранітний з переважанням твердих гірських порід

3) Нижній – базальтовий, який сформувався в основному процесі застигання магми. Він залягає на верхньому шарі мантії й має суцільне поширення.

Позаяк під океанами земна кора молодша за материкову, там є два шари – осадовий і базальтовий. Відповідно виділяють два типи земної кори:

У перехідній зоні між материками й океанами розрізняють субконтинентальний та субокеанічний типи. Земна кора разом із верхньою частиною мантії (до шару астеносфери) – утворюють тверду оболонку Землі – літосферу. Отже, товща літосфери становить 150 – 200 км.

ВНУТРІШНІ ПРОЦЕСИ В ЗЕМНІЙ КОРІ.

Глибинні шари Землі мають дуже високу температуру і перебувають під величезним тиском шарів, що лежать вище. Температура і тиск справляють значний вплив на складні процеси, що відбуваються в літосфері. Зокрема спостерігаються такі явища, як переміщення окремих ділянок літосфери і магматизм.

Рух літосферних плит.Досліджуються за допомогою космічних апаратів. Літосфера не є суцільною оболонкою. Вона розчленована глибокими тріщинами (рифти) на величезні блоки, які називаються літосферними плитами. Вони дуже повільно (1 – 6 см на рік) переміщуються по в*язкому шару мантії немов пінопласт у воді. Літосферні плити рухаються в різних напрямках, розходячись або сходячись. Вони бувають материкові та океанічні. Ці рухи можна визначити лише за допомого точних приладів, а оку людини вони не помітні. Їх називаються повільними горизонтальними рухами літосферних плит. У разі зіткнення краї плит деформуються, утворюють складки, тобто гори. Так, у районах зіткнення материкових літосферних плит, виникли Карпати, Кримські гори, Гімалаї, Анди, Кордильєри. Вікові горизонтальні рухи літосферних плит називають – складкоутворюючими. У районах розходження літосферних плит, особливо в середній частині океанів, зокрема в Атлантичному, утворюються улоговини з глибинами 1 000 метрів і більше, завширшки в десятки кілометрів. У районах зіткнення материкової та океанічної літосферних плит з’являються глибоководні жолоби й вулканічні острови. Наприклад, Маріанський жолоб і Маріанські острови в Тихому океані. Крім повільних горизонтальних рухів, окремі частини літосферних плит можуть опускатися чи підніматися вертикально. Оскільки це відбувається впродовж декількох століть їх називають – повільними вертикальними рухами літосферних плит. Свідченням цих рухів в Україні є залишки давньогрецького міста Херсонеса в Криму. У результаті опускання земної поверхні нині вони наполовину затоплені водами Чорного моря. Малорухомі ділянки земної кори є основою кожної літосферної плити і називаються платформами. Між літосферними плитами (на їх окраїнах) розташовані відносно рухомі ділянки земної кори – області складчастості. У рельєфі платформи відповідають рівнинам, області складчастості – гірським системам материків і дна океанів.

Виділяють 7 великих літосферних плит:

- А також ряд малих за розміром (плита Дрейка, плита Наска, Аравійська плита, Філіппінська плита, плита Кокос, Карибська плита, та ін. )

КАТАСТРОФІЧНІ ЯВИЩА В ЛІТОСФЕРІ.

Так у грудні 2004р. поблизу о. Суматра, що в Індійському океані, стався землетрус силою у 8,5 бала. Хвилі заввишки до 15 м досягали берегів Індії, Шрі-Ланки, Таїланду, Мальдівських островів і спричинили великі руйнування. Такого цунамі не було понад 100 років.

Передбачити землетруси дуже важко. Для вивчення цього явища глибоко під землею будують сейсмічні станції. Високочутливі прилади – сейсмографи фіксують найменші коливання земної кори. На сьогодні виявлено близько 70 видів тварин, які відчувають наближення землетрусів і виразно реагують. Усі види руху літосфери спричиняють зміни рельєфу поверхні, на якій вони відбуваються.

МАГМАТИЗМ. У верхній частині, як вже відомо, є шар астеносфери. Її речовина перебуває у в*язкому стані й має високу температуру. Саме тут утворюється магма – розплавлена речовина мантії, насичена газами. Під тиском магма може підніматися по тріщинах у земній корі. Це явище дістало назву магматизму.

Магматизм – це процес утворення і руху магми від шару астеносфери до поверхні Землі.

Розрізняють внутрішній та зовнішній магматизм. Внутрішній коли магма не досягає земної поверхні й застигає в тріщинах і порожнинах земної кори. Якщо це трапляється близько до поверхні, то утворюються невисокі гори. Наприклад, гора Аюдаг у Криму. Канал, яким піднімається магма, називають жерлом вулкана. Жерло закінчується кратером. Це вияв зовнішнього магматизму, або вулканізм. Як виникає вулкан? З вузьких тріщин земної кори підносяться стовпи диму, чути вибухи, вивергаються каміння різної величини (так звані вулканічні бомби) і попіл. Хмари гарячого попелу, осідаючи, покривають землю товстим шаром. У повітрі попіл змішується з дощовими краплями й падає на землю у вигляді липкового бруду. У багатьох місцях випливає лава, її розжарені потоки яскраво світяться в темряві. Охолоджуючись лава застигає у вигляді вулканічних конусі, які згодом утворюють цілі гірські хребти (наприклад, вулканічний хребет у Карпатах, що скл з згаслих вулканів). Нині є вулкани, із яких вивергається лава, такі вулкани називають діючими. Наприклад найвищий діючий вулкан Євразії (4 750м) - Ключевська Сопка на Камчатці.

Вулкани як і землетруси, виникають на межі літосферних плит у наслідок руху земної кори. Більшість діючих вулканів розташовані вздовж Тихого океану. Ці райони дістали назву Тихоокеанського сейсмічного поясу.

Виверження вулканів – це катастрофічне явище природи. Під час виверження, під попелом і лавою гине все живе, та руйнуються міста.

Поряд із діючими вулканами, а часто і згаслими, трапляються гарячі джерела і гейзери. Це свідчить про те, що розжарена магма близько підходить до поверхні й нагріває підземні води. Кожен гейзер має свій режим дії (від хвилини до декількох діб). Гарячі джерела та гейзери відома на Курильських островах, Камчатці (Долина Гейзерів), у США (Єллоустонський нац. парк), на острові Ісландія, у Новій Зеландії тощо.

Дата публикования: 2014-11-18 ; Прочитано: 1644 | Нарушение авторского права страницы

studopedia.org - Студопедия.Орг - 2014-2020 год. Студопедия не является автором материалов, которые размещены. Но предоставляет возможность бесплатного использования (0.003 с) .

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.

Читайте также: