Глибинна будова землі. материки та океани

1. Глибинна будова Землі

Географічна оболонка взаємодіє, з одного боку, із глибинною речовиною планети, з іншого - з верхніми шарами атмосфери. Глибинна будова Землі істотно впливає формування географічної оболонки. Терміном «будова Землі» зазвичай позначається її внутрішній, т. е. глибинний пристрій, починаючи від земної кори до центру планети.

Маса Землі – 5, 98 х 10 27 р.

Середня густина Землі - 5, 517 г/см 3 .

Склад Землі. Згідно з сучасними науковими уявленнями, Земля складається з наступних хімічних елементів: залізо – 34, 64 %, кисень – 29, 53 %, кремній – 15, 20 %, магній – 12, 70 %, нікель – 2, 39 %, сірка – 1 , 93%, хром - 0, 26%, марганець - 0, 22%, кобальт - 0, 13%, фосфор - 0, 10%, калій - 0, 07% та ін.

Найбільш достовірні дані про внутрішню будову Землі дають спостереження над сейсмічними хвилями, тобто коливальними рухами земної речовини, спричиненими землетрусами.

Різка зміна швидкості сейсмічних хвиль (яка фіксується на сейсмографах) на глибині в 70 км і 2900 км відображає стрибкоподібне збільшення щільності речовини на цих межах. Це дає підставу вичленувати у внутрішньому тілі Землі такі три оболонки (геосфери): до глибини 70 км – земна кора, від 70 км до 2 900 км – мантія, а від неї і до центру Землі – ядро. У ядрі виділяються зовнішнє ядро та внутрішнє ядро.

Земля утворилася близько 5 млрд. років тому з деякої холодної газово-пилової туманності. Після того, як маса планети досягла сучасного значення (5,98 х 10 27 г), почалося її саморозігрівання. Основними джерелами тепла були: по-перше, гравітаційне стискування, по-друге, радіоактивний розпад. Внаслідок розвитку цих процесів температура всередині Землі стала підвищуватися, що призвело до плавлення металів. Так як в центрі Землі речовина була сильно стиснута, а з поверхні охолоджувалося випромінюванням, то плавлення відбувалося головним чином на невеликих глибинах. Таким чином утворився розплавлений шар, з якого силікатні матеріали, як найлегші, піднімалися нагору, даючи початок земній корі. На рівні плавлення залишалися метали. Оскільки їх щільність вище, ніж диференційованого глибинного речовини, всі вони поступово опускалися. Це спричинило формуванню металевого ядра.

ЯДРО на 85-90% складається із заліза. На глибині 2 900 км (кордон мантії та ядра) речовина знаходиться у надтвердому стані внаслідок величезного тиску (1 370 000 атм.). Вчені припускають, що зовнішнє ядро розплавлено, а внутрішнє ядро перебуває у твердому стані. Диференціація земної речовини та виділення ядра - це найпотужніший на Землі процес і головний перший внутрішній рушійний механізм розвитку нашої планети.

Роль ядра у формуванні магнітосфери Землі. Ядро сильно впливає на формування магнітосфери Землі, що захищає життя від згубного ультрафіолетового випромінювання. У електропровідному зовнішньому рідкому ядрі планети, що швидко обертається, відбуваються складні та інтенсивні рухи речовини, що призводять до збудження магнітного поля. Магнітне поле тягнеться у навколоземний простір на кілька земних радіусів. Взаємодіючи із сонячним вітром, геомагнітне поле створює магнітосферу Землі. Верхня межа магнітосфери перебуває в розквіті близько 90 тис. км. Освіта магнітосфери та ізоляція земної природи від плазми сонячної корони було першою та однією з найважливіших умов зародження життя, розвитку біосфери та становлення географічної оболонки.

МАНТІЯ складається переважно з Mg, O, FeO та SiO2, які утворюють магму. До складу магми входять вода, хлор, фтор та інші леткі речовини. У мантії безперервно протікає процес диференціації речовини. Речовини, полегшені видаленням металів, піднімаються у бік земної кори, а більш важкі опускаються. Подібні переміщення речовини в мантії визначаються терміном конвекційні струми.

Концепція астеносфери. Верхня частина мантії (не більше 100- 150 км) називається астеносферою. В астеносфері поєднання температури та тиску таке, що речовина знаходиться в розплавленому, рухомому стані. У астеносфері відбуваються як постійні конвекційні струми, а й горизонтальні астеносферні течії.

Швидкість горизонтальних астеносферних течій досягає лише кількох десятків сантиметрів на рік. Однак за геологічне час ці течії призвели до розколу літосфери на окремі брили і їх горизонтальному переміщенню, відомому як дрейф материків. В астеносфері знаходяться осередки вулканів та центри землетрусів. Вчені вважають, що над низхідними струмами утворюються геосинкліналі, а над висхідними - серединні океанічні хребти та рифтові зони.

2. Поняття про земну кору. Гіпотези, що пояснюють походження та розвиток земної кори

Земна кора – це комплекс поверхневих шарів твердого тіла Землі. У науковій географічній літературі немає єдиного уявлення про походження та шляхи розвитку земної кори.

Існує кілька гіпотез (теорій), що пояснюють механізм утворення та розвитку земної кори. Найбільш обґрунтованими гіпотезами є такі:

1. Теорія фіксізму (від латів. fixus - нерухомий, незмінний) стверджує, що материки завжди залишалися тих місцях, що вони займають нині. Ця теорія заперечує всяке рух материків і великих частин літосфери (Чарльз Дарвін, А. Уоллес та інших.).
2. Теорія мобілізму (від латів. mobilis - рухливий) доводить, що блоки літосфери перебувають у постійному русі. Ця концепція особливо утвердилася останніми роками у зв'язку з отриманням нових наукових даних щодо дна Світового океану.
3. Концепція зростання материків з допомогою дна океану вважає, що початкові материки утворилися як порівняно невеликих масивів, які тепер становлять древні материкові платформи. Згодом ці масиви розросталися за рахунок утворення гір на океанічному дні, що примикав до країв початкових ядер суші. Дослідження дна океанів, особливо у зоні серединно-океанічних хребтів, дало підстави сумніватися у правильності цієї концепції.
4. Теорія геосинкліналей стверджує, що збільшення розмірів суші відбувається шляхом утворення гір у геосинкліналях. Геосинклінальний процес, як один із основних у розвитку земної кори материків, покладено в основу багатьох сучасних наукових пояснень.
5. Ротаційна теорія будує своє пояснення на положенні про те, що оскільки фігура Землі не збігається з поверхнею математичного сфероїда і перебудовується у зв'язку з нерівномірним обертанням, то зональні смуги і меридіональні сектори на планеті, що обертається, неминуче тектонічно нерівнозначні. Вони з різним ступенем активності реагують на тектонічні напруження, спричинені внутрішньоземними процесами.

Океанська та материкова земна кора. Існує два основних типи земної кори: океанська та материкова. Виділяється також її перехідний тип.

Океанська земна кора. Потужність океанської земної кори у сучасну геологічну епоху коливається від 5 до 10 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

1) верхній тонкий шар морських опадів (потужність трохи більше 1 км);
2) середній базальтовий шар (потужність від 10 до 25 км);
3) нижній шар габро (потужність близько 5 км).

Материкова (континентальна) земна кора. Материкова земна кора має складнішу будову і більшу потужність, ніж океанська. Її потужність загалом становить 35-45 км, а гірських країнах збільшується до 70 км. Вона складається з наступних трьох шарів:

1) нижній шар (базальтовий), складений базальтами (потужність близько 20 км);
2) середній шар (гранітний), утворений в основному гранітами та гнейсами; формує основну товщу материкової кори, під океани не поширюється;
3) верхній шар (осадовий) потужністю близько 3 км.

У деяких районах потужність опадів досягає 10 км: наприклад, у Прикаспійській низовині. В окремих районах Землі осадовий шар відсутній взагалі і на поверхню виходить шар граніту. Такі райони називають щитами (наприклад, Український щит, Балтійський щит).

На материках у результаті вивітрювання гірських порід утворюється геологічна формація, що отримала назву кори вивітрювання.

Гранітний шар базальтового відділений поверхнею Конрада. На цьому кордоні швидкість сейсмічних хвиль збільшується від 6,4 до 7,6 км/сек.

Кордон між земною корою та мантією (як на материках, так і на океанах) проходить поверхнею Мохоровичіча (лінія Мохо). Швидкість сейсмічних хвиль на ній стрибкоподібно збільшується до 8 км/год.

Крім двох основних типів земної кори (океанського та материкового) існують також ділянки змішаного (перехідного) типу.

На материкових мілинах або шельфах кора має потужність близько 25 км і загалом подібна до материкової кори. Однак у ній може випадати шар базальту. У Східній Азії в області острівних дуг (Курильські острови, Алеутські острови, Японські острови та ін) поширена земна кора перехідного типу. Нарешті, дуже складна і поки що мало вивчена земна кора серединних океанічних хребтів. Тут немає кордону Мохо, і речовина мантії за розломами піднімається в кору і навіть її поверхню.

Поняття "земна кора" слід відрізняти від поняття "літосфера". Поняття «літосфера» є ширшим, ніж «земна кора». У літосферу сучасна наука включає як земну кору, а й саму верхню мантію до астеносфери, т. е. до глибини приблизно 100 км.

Поняття про ізостазію. Вивчення розподілу сили тяжіння показало, що це частини земної кори - материки, гірські країни, рівнини - врівноважені верхньої мантії. Це врівноважене їхнє положення називається ізостазією (від латів. isoc - рівний, stasis - положення). Ізостатична рівновага досягається завдяки тому, що потужність земної кори обернено пропорційна її щільності. Тяжка океанічна кора тонша за легшу материкову.

Ізостазія - це навіть не рівновага, а прагнення до рівноваги, що безперервно порушується і знову відновлюється. Так, наприклад, Балтійський щит після стаювання материкових льодів плейстоценового заледеніння піднімається приблизно на 1 см на рік. Площа Фінляндії постійно збільшується за рахунок морського дна. Територія Нідерландів, навпаки, знижується. Нульова лінія рівноваги проходить в даний час дещо південніше 600 пн.ш. Сучасний Санкт-Петербург перебуває приблизно 1,5 м вище, ніж Санкт-Петербург часів Петра Першого. Як свідчать дані сучасних наукових досліджень про, навіть тяжкість великих міст виявляється достатньою для ізостатичного коливання території під ними. Тому земна кора у зонах великих міст дуже рухлива. Загалом же рельєф земної кори є дзеркальним відображенням поверхні Мохо (підошви земної кори): піднесеним ділянкам відповідають заглиблення в мантію, зниженим – більш високий рівень її верхньої межі. Так, під Паміром глибина поверхні Мохо становить 65 км, а в Прикаспійській низовині – близько 30 км.

Термічні властивості земної кори. Добові коливання температури ґрунтів поширюються на глибину 1,0 - 1,5 м, а річні коливання в помірних широтах у країнах з континентальним кліматом - до глибини 20-30 м. На тій глибині, де припиняється вплив річних коливань температури внаслідок нагрівання земної поверхні Сонцем , знаходиться шар постійної температури ґрунту. Він називається ізотермічним шаром. Нижче ізотермічного шару в глиб Землі температура підвищується. Але це підвищення температури викликається вже внутрішньою теплотою земних надр. У формуванні кліматів внутрішнє тепло мало бере участь. Однак воно є єдиною енергетичною основою всіх тектонічних процесів.

Число градусів, на яке підвищується температура на кожні 100 м глибини, називається геотермічним градієнтом.

Відстань у метрах, при опусканні на яку температура зростає на 10С, називається геотермічним ступенем. Величина геотермічного ступеня залежить від рельєфу, теплопровідності гірських порід, близькості вулканічних вогнищ, циркуляції підземних вод та ін. вона може досягати 100 м-коду.

3. Структурно-тектонічний принцип виділення материків. Поняття про материки та частини світу

Двом якісно різним типам земної кори - материковому та океанічному - відповідають два основні рівні планетарного рельєфу - поверхні материків та ложе океанів. Виділення материків у сучасній географії складає основі структурно-тектонічного принципу.

Структурно-тектонічний принцип виділення материків.

Принципово якісна відмінність материкової та океанічної кори, і навіть деякі істотні відмінності у будові верхньої мантії під материками і океанами зобов'язують виділяти континенти за видимому оточенню їх океанами, а, по структурно-тектонічному принципу.

Структурно-тектонічний принцип стверджує, що, по-перше, материк включає материкову мілину (шельф) і материковий схил; по-друге, в основі кожного материка знаходиться ядро чи давня платформа; по-третє, кожна материкова брила ізостатично врівноважена у верхній мантії.

З погляду структурно-тектонічного принципу, материком називається ізостатично врівноважений масив континентальної земної кори, що має структурне ядро у вигляді древньої платформи, до якого примикають молодші складчасті структури.

Усього Землі є шість материків: Євразія, Африка, Північна Америка, Південна Америка, Антарктида і Австралія. У складі кожного материка лежить одна якась платформа і лише в основі Євразії їх шість: Східноєвропейська, Сибірська, Китайська, Таримська (Західний Китай, пустеля Такла-Макан), Аравійська та Індостанська. Аравійська та Індостанська платформи є частиною стародавньої Гондвани, що приєдналася до Євразії. Таким чином, Євразія – гетерогенний аномальний материк.

Межі між материками цілком очевидні. Кордон між Північною Америкою та Південною Америкою проходить Панамським каналом. Кордон між Євразією та Африкою проводиться Суецьким каналом. Берінгова протока відокремлює Євразію від Північної Америки.

Два ряди материків. У сучасній географії виділяється такі два ряди материків:

1. Екваторіальний ряд материків (Африка, Австралія та Південна Америка).
2. Північний ряд материків (Євразія та Північна Америка).

Поза цими рядами залишається Антарктида - найпівденніший і найхолодніший континент.

Сучасне розташування материків відбиває тривалу історію розвитку материкової літосфери.

Південні материки (Африка, Південна Америка, Австралія та Антарктида) є частиною («уламками») єдиного в палеозої мегаконтиненту Гондвани. Північні материки на той час були об'єднані в інший мегаконтинент - Лавразію. Між Лавразією та Гондваною в палеозої та мезозої знаходилася система великих морських басейнів, що отримала назву океану Тетіс. Цей океан простягався від Північної Африки (через південну Європу, Кавказ, Передню Азію, Гімалаї до Індокитаю) до сучасної Індонезії. У неогені (близько 20 млн років тому) на місці цієї геосинкліналі виник альпійський складчастий пояс.

Відповідно до своїх великих розмірів суперконтинет Гондвана, за законом ізостазії, мав потужну (до 50 км) земну кору, яка була глибоко занурена в мантію. Під цим суперконтинентом в астеносфері особливо інтенсивними були конвекційні струми; розм'якшена речовина мантії рухалася дуже активно. Це призвело спочатку до утворення здуття в середині континенту, а потім до розколу його на окремі брили, які під дією тих конвекційних струмів стали горизонтально переміщатися. Відомо, що переміщення контуру на поверхні сфери завжди супроводжується його поворотом (Ейлер та ін.). Тому частини Гондвани як переміщалися, а й розгорталися в географічному просторі.

Перший розкол Гондвани стався на межі тріасу та юри (близько 190-195 млн. років тому); відокремилася Афро-Америка. Потім на межі юри і крейди (близько 135-140 млн років тому) Південна Америка відокремилася від Африки. На кордоні мезозою та кайнозою (близько 65-70 млн. років тому) Індостанська брила зіткнулася з Азією, а Антарктида відійшла від Австралії. У справжню геологічну епоху літосфера, на думку вчених, розбита на шість плит-блоків, які продовжують рухатися.

Розпадом Гондвани вдало пояснюються форма, геологічне подібність, і навіть історія рослинного покриву і тваринного світу південних материків. Історія розколу Лавразії так ретельно, як Гондвани, не вивчена.

Закономірності розташування материків. Сучасне розташування материків характеризується такими закономірностями:

1. Більшість суші розташовується у Північній півкулі. Північна півкуля є материковою, хоча тут на сушу припадає лише 39 %, але в океан близько 61%.
2. Північні континенти розташовані досить компактно. Південні материки розташовані дуже розкидано та роз'єднано.
3. Рельєф планети антисемітричний. Материки розташовані так, що кожному з них на протилежному боці Землі обов'язково відповідає океан. Найкраще це можна побачити на зіставленні арктичного океану і антарктичної суші. Якщо глобус встановити так, щоб на одному з полюсів був будь-який материк, то на іншому полюсі обов'язково буде океан. Є лише один незначний виняток: закінчення Південної Америки антиподально Південно-Східної Азії. Антиподальність, оскільки вона майже не має винятків, не може бути випадковим явищем. В основі цього явища лежить врівноваженість усіх ділянок поверхні Землі, що обертається.

Концепція частин світла. Крім геологічно обумовленого поділу суші на континенти, існує також ділення земної поверхні, що склалося в процесі культурно-історичного розвитку людства, на окремі частини світу. Усього налічується шість частин світу: Європа, Азія, Африка, Америка, Австралія з Океанією, Антарктида. На одному материку Євразії розташовується дві частини світу (Європа та Азія), а два материки західної півкулі (Північна Америка та Південна Америка) утворюють одну частину світу – Америку.

Кордон між Європою та Азією дуже умовна і проводиться по водороздільній лінії Уральського хребта, річці Урал, північній частині Каспійського моря та Кума-Маничській западині. По Уралу та Кавказу проходять лінії глибинних розломів, що відокремлюють Європу від Азії.

Площа материків та океанів. Площа суші обчислюється не більше сучасної берегової лінії. Площа поверхні земної кулі становить приблизно 510, 2 млн. км2. Близько 361,06 млн. км2 займає Світовий океан, що становить приблизно 70,8% загальної поверхні Землі. На сушу припадає приблизно 149, 02 млн. Км 2 , тобто. близько 29,2% поверхні нашої планети.

Площа сучасних материків характеризується такими величинами:

Євразія – 53, 45 км2, у тому числі Азія – 43, 45 млн. км2, Європа – 10, 0 млн. км2;

Африка – 30, 30 млн. км2;

Північна Америка – 24, 25 млн. км2;

Південна Америка – 18, 28 млн. км2;

Антарктида – 13, 97 млн. км2;

Австралія – 7, 70 млн. км2;

Австралія з Океанією - 8, 89 км2.

Сучасні океани мають площу:

Тихий океан – 179, 68 млн. км2;

Атлантичний океан – 93, 36 млн. км2;

Індійський океан – 74, 92 млн. км2;

Північний Льодовитий океан – 13, 10 млн. км2.

Між північними та південними материками (відповідно до різного їх походження та розвитку) є значна різниця в площі та характері поверхні. Основні географічні відмінності між північними та південними материками зводяться до наступного:

1. Незрівнянна за величиною коїться з іншими материками Євразія, яка зосереджує понад 30 % суші нашої планети.
2. У північних материків значний площею шельф. Особливо значний шельф у Північному Льодовитому океані та Атлантичному океанах, а також у Жовтому, Китайському та Беринговому морях Тихого океану. Південні материки, крім підводного продовження Австралії в Арафурському морі, майже позбавлені шельфу.
3. Більшість південних материків посідає древні платформи. У Північній Америці та Євразії стародавні платформи займають меншу частину загальної площі, а більшість припадає на території, утворені палеозойським та мезозойським гороутворенням. В Африці близько 96% її території припадає на платформні ділянки і лише 4% – на гори палеозойського та мезозойського віку. В Азії лише 27% території займають стародавні платформи та 77% - гори різного віку.
4. Берегова лінія південних материків, утворена переважно тектонічними розломами, щодо прямолінійна; півостровів та материкових островів мало. Для північних материків характерна виключно звивиста берегова лінія, велика кількість островів, півостровів, що часто далеко йдуть в океан. Із загальної площі на острови та півострова припадає в Європі близько 39 %, Північній Америці – 25 %, Азії – 24 %, Африці – 2,1 %, Південній Америці – 1,1 % та Австралії (без Океанії) – 1,1 % .
4. Вертикальне розчленовування суші

Кожен із основних планетарних рівнів - поверхні материків та океанічного ложа - розпадається на ряд другорядних рівнів. Формування як основних, так і другорядних рівнів відбувалося в процесі тривалого розвитку земної кори і продовжується в даний час. Зупинимося на сучасному розчленуванні материкової земної кори на висотні щаблі. Рахунок ступенів ведеться від рівня моря.

1. Депресії - ділянки суші, що лежать нижче за рівень моря. Найбільшою депресією на Землі є південна частина Прикаспійської низовини з мінімальною відміткою -28 м. Всередині Центральної Азії знаходиться надзвичайно суха Турфанська западина з глибиною близько -154 м. Найглибшою депресією на Землі є улоговина Мертвого моря; береги Мертвого моря лежать на 392 м нижче рівня моря. Депресії, зайняті водою, рівні яких лежать вище за рівень океану, називаються криптодепресіями. Типовими прикладами криптодепресій є озеро Байкал та Ладозьке озеро. Каспійське море і Мертве море є криптодепрессиями, т.к. рівень води в них не досягає рівня океану. Площа, зайнята депресіями (без криптодепресій), відносно невелика і становить близько 800 тис. км2.
2. Низини (низовинні рівнини) – ділянки суші, що лежать на висоті від 0 до 200 м над рівнем моря. Низини численні кожному материку (крім Африки) і займають більшу площу, ніж будь-яка інша щабель суші. Загальна площа всіх низовин рівнин земної кулі становить близько 48,2 млн. км2.
3. Височини і плато лежать на висоті від 200 до 500 м і різняться між собою переважаючими формами рельєфу: на височинах рельєф перетнутий, на плато - порівняно плоский. Височини над низинами піднімаються поступово, а плато - помітним уступом. Височини і плато різняться між собою та геологічною будовою. Площа, зайнята височинами та плато, становить близько 33 млн. км2.

Понад 500 м розташовуються гори. Вони можуть мати різне походження та вік. По висоті гори поділяються на низькі, середні та високі.

4. Низькі гори піднімаються не вище 1 000 м. Зазвичай низькі гори є або древні зруйновані гори, або передгір'я сучасних гірських систем. Низькогір'я займають близько 27 млн. км2.
5. Середні гори мають висоту від 1000 до 2000 м. Прикладами середньовисоких гір є: Урал, Карпати, Забайкалля, деякі хребти Східного Сибіру та багато інших гірських країн. Площа, зайнята середніми горами, становить близько 24 млн км 2 .
6. Високі (альпійські) гори піднімаються вище 2000 м. Термін «альпійські гори» часто застосовується по відношенню тільки до гор кайнозойського віку, що лежать на висоті понад 3000 м. На високі гори припадає близько 16 млн км2.

Нижче за рівень океану триває материкова низовина, затоплена водою, - шельф, або материкова мілину. Донедавна за тим самим умовним рахунком, як і щаблі суші, шельфом називали підводні рівнини з глибинами до 200 м. Тепер кордон шельфу проводять не формально обраної ізобаті, а лінією фактичного, геологічно обумовленого закінчення материкової поверхні і переходу до материкового схилу . Тому шельф продовжується в океані до різних глибин у кожному морі, що часто перевищують 200 м і досягають 700 і навіть 1500 м.

У зовнішнього краю щодо плоского шельфу відбувається різкий перелом поверхні до материкового схилу та материкового підніжжя. Шельф, схил та підніжжя разом утворюють підводну околицю материків. Вона продовжується в середньому до глибини 2450 м.

Материки, включаючи їх підводну околицю, займають близько 40 % Землі, тоді як площа суші становить близько 29,2 % загальноземної.

Кожен материк ізостатично врівноважений в астеносфері. Між площею материків, висотою їхнього рельєфу та глибиною занурення в мантію є пряма залежність. Чим більша площа континенту, тим більша його середня висота та потужність літосфери. Середня висота суші становить 870 м. Середня висота Азії – 950 м, Європи – 300 м, Австралії – 350 м.

Поняття про гіпсометричну (батиграфічну) криву. Узагальнений профіль земної поверхні є гіпсометричною кривою. Частину її, що відноситься до океану, називають батиграфічною кривою. Крива будується в такий спосіб. Розміри площ, що лежать на різних висотах і глибинах, знімаються з гіпсометричних і батиграфічних карт і відкладаються в системі координатних осей: по лінії ординат відкладаються від 0 до висоти, а вниз - глибини; по лінії абсцис – площі у мільйонах квадратних кілометрів.

5. Рельєф та будова дна Світового океану. Острови

Середня глибина Світового океану становить 3794 м.

Дно Світового океану складається з наступних чотирьох планетарних морфоскульптурних форм:

1) підводна околиця материків,
2) перехідні зони,
3) ложа океану,
4) серединно-океанічні хребти.

Підводна окраїна материків складається з шельфу, материкового схилу, материкового підніжжя. Вона опускається до глибини 2450 м. Земна кора тут має материковий тип. Загальна площа підводної околиці материків становить близько 81,5 млн км2.

Материковий схил занурюється в океан порівняно круто, ухили в середньому становлять близько 40, але іноді досягають 400.

Материкове підніжжя є прогином на межі материкової та океанічної земної кори. Морфологічно це акумулятивна рівнина, утворена опадами, знесеними з материкового схилу.

Серединно-океанічні хребти є єдиною і безперервною системою, що охоплює всі океани. Вони являють собою величезні гірські споруди, що досягають завширшки 1-2 тис. км і піднімаються над океанічним ложем на 3-4 тис. км. Іноді серединно-океанічні хребти височіють над рівнем океану та утворюють численні острови (острів Ісландія, Азорські острови, Сейшельські острови та ін.). За грандіозністю вони значно перевершують гірські країни материків і можна порівняти з континентами. Наприклад, Серединно-Атлантичний хребет у кілька разів більший за найбільшу наземну гірську систему Кордильєр і Анд. Для всіх серединноокеанічних хребтів характерна підвищена тектонічна активність.

Система серединно-океанічних хребтів включає такі структури:

- Серединно-Атлантичний хребет (протягується від Ісландії вздовж усього Атлантичного океану до острова Трістан-да-Кунья);
- Серединно-індійський хребет (його вершини виражені Сейшельськими островами);
- Східно-Тихоокеанське підняття (простірується на південь від півострова Каліфорнія).

За рельєфом та особливостями тектонічної активності серединно-океанічні хребти бувають: 1) рифтові та 2) нерифтові.

Рифтові хребти (наприклад, Серединно-Атлантичний) характеризуються наявністю «рифтової» долини - глибокої та вузької ущелини з крутими схилами (ущелина йде гребенем хребта вздовж його осі). Ширина рифтової долини становить 20-30 км, а глибина розлому може розташовуватися нижче за ложе океану до 7 400 м (впадина Романш). Рельєф рифтових хребтів складний, перетнутий. Для всіх хребтів цього характерні рифтові долини, вузькі гірські хребти, гігантські поперечні розломи, міжгірські западини, вулканічні конуси, підводні вулкани, острови. Усі рифтові хребти відзначаються великою сейсмічною активністю.

Нерифтові хребти (наприклад, Східно-Тихоокеанське підняття) характеризуються відсутністю «рифтової» долини і менш складний рельєф. Сейсмічна активність для нерифтових хребтів не є характерною. Проте їм властива загальна риса всіх серединно-океанічних хребтів – наявність грандіозних поперечних розломів.

Найбільш важливі геофізичні особливості серединно-океанічних хребтів зводяться до наступного:

-Підвищена величина потоку тепла з надр Землі;
-специфічна будова земної кори;
-аномалії магнітного поля;
-вулканізм;
-Сейсмічна активність.

Розподіл опадів, що становлять верхній шар земної кори, в серединно-океанічних хребтах підпорядковується наступній закономірності: на самому хребті опади малопотужні або взагалі відсутні; у міру віддалення від гребеня зростає потужність опадів (до кількох кілометрів) та їх вік. Якщо у самій розщелині вік лав становить приблизно 13 тис. років, то 60 км - вже 8 млн. років. Гірські породи, що мають вік понад 160 млн років, на дні Світового океану не виявлено. Вказані факти свідчать про постійне оновлення серединно-океанічних хребтів.

Механізми утворення серединноокеанічних хребтів. Освіта серединно-океанічних хребтів пов'язані з верхньої магмою. Верхня магма – це величезна конвекційна система. Згідно з вченими, утворення серединно-океанічних хребтів викликає підйом внутрішньої речовини Землі. По рифтових долинах лава витікає назовні та утворює базальтовий шар. Приєднуючись до старої кори, нові порції лави викликають горизонтальне усунення блоків літосфери та розширення океанічного дна. Швидкість горизонтальних рухів у різних місцях Землі коливається від 1 до 12 см на рік: в Атлантичному океані – близько 4 см/рік; в Індійському океані – близько 6 см/рік, у Тихому океані – до 12 см/рік. Ці мізерні значення, помножені на мільйони років, дають величезні відстані: за 150 млн. років, що минули від часу розколу Південної Америки та Африки, ці материки розійшлися на 5 тис. км. Північна Америка відокремилася від Європи 80 млн років тому. А 40 млн. років тому Індостан зіткнувся з Азією і почалося утворення Гімалаїв.

В результаті розростання океанічного дна в зоні серединно-океанічних хребтів відбувається зовсім не збільшення земної речовини, але тільки його перетікання та перетворення. Базальтова кора, що наростає вздовж серединно-океанічних хребтів і розтікається від них горизонтально, протягом мільйонів років проходить тисячі кілометрів і в деяких краях континентів опускається знову в надра Землі, забираючи з собою океанічні опади. Цей процес і пояснює різний вік порід на гребені хребтів та інших частинах океанів. Цей процес викликає також дрейф материків.

Перехідні зони включають глибоководні жолоби, острівні дуги і улоговини окраїнних морів. У перехідних зонах складно поєднуються ділянки материкової та океанічної кори.

Глибоководні океанські жолоби знаходяться в чотирьох областях Землі:

- у Тихому океані вздовж берегів Східної Азії та Океанії: Алеутський жолоб, Курило-Камчатський жолоб, Японський жолоб, Філіппінський жолоб, Маріанський жолоб (з максимальною для Землі глибиною 11 022 м), Західномеланезійський жолоб, Тонга;
- в Індійському океані – Яванський жолоб;
- в Атлантичному океані – Пуерто-Ріканський жолоб;
- у Південному океані - Південний Сандвіч.

Ложе океанів, на яке припадає близько 73% загальної площі Світового океану, зайнято глибоководними (від 2450 до 6000 м) рівнинами. У цілому нині ці глибоководні рівнини відповідають океанічним платформам. Між рівнинами розташовуються серединно-океанічні хребти, а також височини та підняття іншого генези. Ці підняття поділяють ложе океанів на окремі улоговини. Наприклад, від Північно-Атлантичного хребта на захід розташовується Північно-Американська улоговина, а на схід - Західно-Європейська та Канарська улоговини. На дні океану є численні вулканічні конуси.

Острови. У процесі розвитку земної кори та її взаємодії зі Світовим океаном сформувалися великі та малі острови. Загальна кількість островів постійно змінюється. Одні острови з'являються, інші зникають. Утворюються і розмиваються, наприклад, дельтові острови, тануть крижані масиви, які приймалися раніше острова («землі»). Морські коси набувають острівного характеру і, навпаки, острови приєднуються до суші і перетворюються на півострова. Тому площа островів підраховується лише приблизно. Вона становить близько 9,9 млн. км2. Близько 79% всієї острівної суші посідає 28 великих острова. Найбільший острів – Гренландія (2,2 млн.км2).

Учисло 28 найбільших островів земної кулі входять такі:

1. Гренландія;
2. Нова Гвінея;
3. Калімантан (Борнео);
4. Мадагаскар;
5. Баффінова Земля;
6. Суматра;
7. Великобританія;
8. Хонсю;
9. Вікторія (Канадський Арктичний архіпелаг);
10. Земля Елсміра (Канадський Арктичний архіпелаг);
11. Сулавесі (Целебес);
12. Південний острів Нової Зеландії;
13. Ява;
14. Північний острів Нової Зеландії;
15. Ньюфаунленд;
16. Куба;
17. Люсон;
18. Ісландія;
19. Мінданао;
20. Нова Земля;
21. Гаїті;
22. Сахалін;
23. Ірландія;
24. Тасманія;
25. Банкс (Канадський Арктичний архіпелаг);
26. Шрі-Ланка;
27. Хоккайдо;
28. Девон.

Як великі, і дрібні острови розташовуються чи одиночно, чи групами. Групи островів називаються архіпелагами. Архіпелаги можуть бути компактними (наприклад, Земля Франца Йосипа, Шпіцберген, Великі Зондські острови) або витягнутими (наприклад, Японські, Філіппінські, Великі та Малі Антильські острови). Витягнуті архіпелаги іноді називають грядами (наприклад, Курильська гряда, Алеутська гряда). Архіпелаги невеликих островів, розкиданих просторами Тихого океану, об'єднують у такі три великі групи: Меланезія, Мікронезія (Каролінські острови, Маріанські острови, Маршаллові острови), Полінезія.

За походження всі острови можна згрупувати так:

I. Материкові острови:

1) платформні острови,
2) острови материкового схилу,
3) орогенічні острови,
4) острівні дуги,
5) прибережні острови: а) шхери, б) далматинські, в) фіордові, г) коси та стрілки, д) дельтові.

ІІ. Самостійні острови:

1) вулканічні острови, в т. ч. а) тріщинного виливу лави; б) центрального виливу лави - щитові та конічні;
2) коралові острови: а) берегові рифи; б) бар'єрні рифи; в) атоли.

Материкові острови генетично пов'язані з материками, але ці зв'язки мають різний характер, що позначається на природі та віці островів, на їх флорі та фауні.

Платформенні острови лежать на материковій мілини і геологічно є продовженням материка. Від основного масиву суші платформні острови відокремлені неглибокими протоками. Прикладами платформних островів є Британські острови, архіпелаг Шпіцберген, Земля Франца Йосипа, Північна Земля, Новосибірські острови, Канадський Арктичний архіпелаг.

Утворення проток і перетворення частини материків на острови відноситься до недавнього геологічного часу; тому природа острівної суші мало відрізняється від материкової.

Острови материкового схилу також є частинами континентів, але поділ їх стався раніше. Ці острови від прилеглих материків відокремлюються не пологим прогином, а глибоким тектонічним розломом. Причому протоки мають океанічний характер. Флора і фауна островів материкового схилу дуже відрізняється від материкової і має загалом острівний характер. Прикладами островів материкового схилу є: Мадагаскар, Гренландія та інших.

Орогенічні острови є продовження гірських складок континентів. Так, наприклад, Сахалін – одна зі складок Далекосхідної гірської країни, Нова Зеландія – продовження Уралу, Тасманія – Австралійських Альп, острови Середземного моря – гілки альпійських складок. Архіпелаг Нова Зеландія також має орогенічне походження.

Острівні дуги гірляндами оздоблюють Східну Азію, Америку та Антарктиду. Найбільший район острівних дуг знаходиться біля берегів Східної Азії: Алеутська гряда, Курильська гряда, Японська гряда, гряда Рюкю, Філіппінська гряда та ін. Другий район острівних дуг знаходиться біля берегів Америки: Великі Антильські острови, Малі Антильські острови. Третій район - острівна дуга, розташована між Південною Америкою та Антарктидою: архіпелаг Вогненна Земля, Фолклендські острови та ін У тектонічному відношенні всі острівні дуги приурочені до сучасних геосинкліналів.

Материкові прибережні острови мають різне походження і є різними типами берегової лінії.

Самостійні острови ніколи не були частинами материків і здебільшого утворилися незалежно від них. Найбільшу групу самостійних острів становлять вулканічні.

Вулканічні острови є в усіх океанах. Однак особливо їх багато у зонах серединно-океанічних хребтів. Розміри та особливості вулканічних островів визначаються характером виверження. Тріщинні виливи лави створюють великі острови, що за величиною не поступаються платформним. Найбільшим Землі островом вулканічного походження є Ісландія (103 тис. км2).

Головна маса вулканічних островів утворена виверженнями центрального типу. Звичайно, що ці острови не можуть бути дуже великими. Їхня площа залежить від характеру лави. Основна лава розтікається на великі відстані та утворює щитові вулкани (наприклад, Гавайські острови). Виверження кислої лави формує гострий конус невеликої площі.

Коралові острови є продуктами життєдіяльності коралових поліпів, діатомових водоростей, форамініфер та інших морських організмів. Коралові поліпи досить вимогливі до умов проживання. Вони можуть жити тільки в теплих водах із температурою не нижче 200С. Тому коралові будівлі поширені лише у тропічних широтах і виходять межі лише одному місці - у районі Бермудських островів, омиваних Гольфстрімом.

Залежно від розташування по відношенню до сучасної суші коралові острови поділяються на три групи:

1) берегові рифи,
2) бар'єрні рифи,
3) атоли.

Берегові рифи починаються безпосередньо біля берега материка або острова в смузі відливу і оздоблюють його у вигляді широкої тераси. Поблизу усть річок і біля мангрових заростей вони перериваються через знижену солоність води.

Бар'єрні рифи знаходяться на деякій відстані від суші, відокремлені від неї смугою води - лагуною. Найбільший нині риф - Великий Бар'єрний риф. Його довжина становить близько 2000 км; ширина лагуни коливається від 35 до 150 км при глибині 30-70 м. Берегові та бар'єрні рифи оздоблюють майже всі острови екваторіальних та тропічних вод Тихого океану.

Атоли розташовані серед океанів. Це – низькі острови у формі незамкнутого кільця. Діаметр атола коливається від 200 м до 60 км. Всередині атола знаходиться лагуна глибиною до 100 м. Така сама глибина і протока між лагуною та океаном. Зовнішній схил атола завжди крутий (від 9 до 450). Схили, звернені до лагуни, пологи; ними поселяються різноманітні організми.

Генетичний зв'язок трьох типів коралових будівель є ще невирішеною науковою проблемою. За теорією Чарльза Дарвіна, бар'єрні рифи та атоли утворюються з берегових рифів при поступовому зануренні островів. При цьому зростання коралів компенсує опускання своєї основи. На місці вершини острова з'являється лагуна, а береговий риф перетворюється на кільцевий атол.

Континентальна кора має тришарову будову:

1) Осадовий шарутворений переважно осадовими гірськими породами. Тут переважають глини та глинисті сланці, широко представлені піщані, карбонатні та вулканогенні породи. В осадовому шарі зустрічаються поклади таких корисних копалин, як кам'яне вугілля, газ, нафту. Усі вони органічного походження.

2) "Гранітний" шарскладається з метаморфічних та магматичних порід, близьких за своїми властивостями до граніту. Найбільш поширені тут гнейси, граніти, кристалічні сланці та ін.

3) «Базальтовий» шарутворений гірськими породами, близькими до базальтів. Це метаморфізовані магматичні породи, більш щільні проти породами «гранітного» шару.

22. Будова та розвиток рухомих поясів.

Геосинкліналь – рухома зона високої активності, значної розчленованості, що характеризується на ранніх етапах свого розвитку переважанням інтенсивних занурень, а на заключних – інтенсивних підіймань, що супроводжуються значними складчасто – насувними деформаціями та магматизмом.

Рухомі геосинклінальні пояси є надзвичайно важливим структурним елементом земної кори. Вони зазвичай розташовуються в зоні переходу від континенту до океану і у своїй еволюції формують континентальну кору. У розвитку рухомих поясів, областей та систем виділяються два основні етапи: геосинклінальний та орогенний.

У першому їх відрізняються дві основні стадії: ранньогеосинклінальна та пізньогеосинклінальна.

Ранньогеосинклінальнастадія характеризується процесами розтягування, розширення океанського дна шляхом спредингу та одночасно - стискування у крайових зонах

Пізньогеосинклінальнастадія починається в момент ускладнення внутрішньої структури рухомого пояса, яке обумовлено процесами стиснення, що проявляються все сильніше у зв'язку з закриттям океанського басейну і зустрічним рухом літосферних плит.

Орогеннийетап змінює пізньогеосинклінальну стадію. Орогенный етап розвитку рухомих поясів у тому, що перед фронтом зростаючих піднять виникають передові прогини, у яких накопичуються потужні товщі тонкоуламкових порід з вугленосними і соленосными товщами - тонкі моласи.

23. Платформи та етапи їх розвитку.

Платформа, в геології - одна з головних глибинних структур земної кори, що характеризується малою інтенсивністю тектонічних рухів, магматичної діяльності та плоским рельєфом. Це найбільш стійкі та спокійні області континентів.

У будові платформ розрізняють два структурні поверхи:

1) Фундамент.Нижній поверх складений метаморфічними та магматичними породами, зім'ятими у складки, розбитими численними розломами.

2) Чохол.Верхній структурний поверх, складений порожнистого неметаморфізованими шаруватими товщами, що залягають, - осадовими, морськими і континентальними відкладеннями.

За віком, будовою та історії розвиткуконтинентальні платформи поділяються на дві групи:

1) Стародавні платформизаймають близько 40% площі континентів

2) Молоді платформизаймають значно меншу площу континентів (близько 5%) і розташовуються або на периферії стародавніх платформ, або між ними.

Стадії розвитку платформ.

1) Початкова. Стадія кратонізації, характеризується переважанням піднять і досить сильним заключним основним магматизмом.

2) Авлакогенна стадіяяка поступово випливає з попередньої. Поступово авлакогени (глибокий і вузький грабен у фундаменті древньої платформи, перекритий платформним чохлом. Є древній рифт, заповнений опадами.)переростають у западини, а потім у синеклізи. Синеклізи, розростаючись, покривають осадовим чохлом усю платформу, і настає її плитна стадія розвитку.

3) Плитна стадія.На стародавніх платформах охоплює весь фанерозою, але в молодих починається з юрського періоду мезозойської епохи.

4) Стадія активізації.Епіплатформні орогени ( гора, гірничоскладчаста споруда, що виникла на місці геосинкліналі)

Будова планети, де ми живемо, здавна займала уми вчених. Було висловлено безліч наївних суджень і геніальних здогадів, проте довести правоту чи помилковість будь-якої гіпотези переконливими фактами до останнього часу ніхто не міг. Та й у наші дні, незважаючи на колосальні успіхи науки про Землю, насамперед завдяки розвитку геофізичних методів дослідження її надр, не існує єдиної та остаточної думки про будову внутрішніх частин земної кулі.

Щоправда, в одному всі фахівці сходяться між собою: Земля складається з кількох концентричних шарів, або оболонок, усередині яких розташоване кулясте ядро. Нові методи дозволили з великою точністю виміряти товщину кожної з цих вкладених один в одного сфер, але що вони являють собою і з чого складаються, поки до кінця ще не встановлено.

Деякі властивості внутрішніх частин Землі відомі достеменно, про інші можна поки що здогадуватися. Так, за допомогою сейсмічного методу вдалося встановити швидкість проходження крізь планету пружних коливань (сейсмічних хвиль), спричинених землетрусом чи вибухом. Величина цієї швидкості, загалом, дуже велика (кілька кілометрів на секунду), але в щільнішому середовищі вона зростає, в пухкому — різко знижується, а рідкому середовищі такі коливання швидко гаснуть.

Сейсмічні хвилі можуть пройти крізь Землю за півгодини. Однак, досягнувши межі розділу шарів з різною щільністю, вони частково відбиваються і повертаються до поверхні, де їх прибуття можна зареєструвати чутливими приладами.

Про те, що під верхньою твердою оболонкою нашої планети розташований інший шар, здогадувалися ще в давнину. Першим про це сказав давньогрецький філософ Емпедокл, який жив у V столітті до н. Спостерігаючи за виверженням знаменитого вулкана Етна, він побачив розплавлену лаву і дійшов висновку, що під холодною твердою оболонкою земної поверхні знаходиться шар розплавленої магми. Сміливий учений загинув при спробі проникнути в жерло вулкана, щоб краще дізнатися про його пристрій.

Ідея про вогненно-рідку будову глибоких земних надр отримала найбільш яскравий розвиток у середині XVIII століття в теорії німецького філософа І. Канта та французького астронома П. Лапласа. Ця теорія проіснувала остаточно ХІХ століття, хоча нікому не вдавалося виміряти, який глибині закінчується холодна тверда кора і починається рідка магма. 1910 року югославський геофізик О. Мохоровичич зробив це, застосувавши сейсмічний метод. Вивчаючи землетрус у Хорватії, він виявив, що на глибині 60-70 км швидкість сейсмічних хвиль різко змінюється. Вище цього розділу, який був пізніше названий кордоном Мохоровичича (або просто «Мохо»), швидкість хвиль не перевищує 6,5—7 кілометрів на секунду, тоді як нижче вона стрибкоподібно зростає до 8 кілометрів на секунду.

Таким чином, виявилося, що безпосередньо під літосферою (корою) знаходиться зовсім не розплавлена магма, а навпаки, стокілометровий шар, ще більш щільний, ніж кора. Його підстилає астеносфера (ослаблений шар), речовина якої перебуває у розм'якшеному стані.

Деякі дослідники вважають, що астеносфера є сумішшю твердих гранул з рідким розплавом.

Якщо судити за швидкістю поширення сейсмічних хвиль, то під астеносферою, аж до глибини 2900 кілометрів, знаходяться надщільні шари.

Що являє собою ця багатошарова внутрішня оболонка (мантія), що знаходиться між поверхнею «Мохо» та ядром, сказати важко. З одного боку, вона має ознаки твердого тіла (у ній швидко поширюються сейсмічні хвилі), з іншого — мантія має безперечну плинність.

Слід врахувати, що фізичні умови у цій частині надр нашої планети абсолютно незвичайні. Там панують висока температура та колосальний тиск близько сотень тисяч атмосфер. Відомий радянський учений, академік Д. Щербаков вважає, що речовина мантії хоч і тверда, але має пластичність. Можливо, його можна порівняти з шевським варом, який під ударами молотка розбивається на уламки з гострими краями. Однак згодом навіть на морозі починає розтікатися подібно до рідини і текти під невеликий ухил, а досягнувши краю поверхні, капати вниз.

Центральна частина Землі, її ядро, таїть у собі ще більше загадок. Яке воно, рідке чи тверде? Із яких речовин складається? Сейсмічними методами встановлено, що ядро неоднорідне і поділяється на два основні шари - зовнішній та внутрішній. Згідно з одними теоріями воно складається із заліза і нікелю, згідно з іншими — із надущільненого кремнію. Останнім часом висунуто ідею, що центральна частина ядра залізонікелева, а зовнішня — кремнієва.

Зрозуміло, що найбільш добре з усіх геосфер відомі ті, які доступні безпосередньому спостереженню та дослідженню: атмосфера, гідросфера та кора. Мантія, хоч вона і близько підходить до земної поверхні, мабуть, ніде не оголюється. Тому навіть про її хімічний склад немає єдиної думки. Щоправда, академік А. Яншин вважає, що деякі рідкісні мінерали з так званої групи мер-ріхбіта-реддериту, відомі насамперед у складі метеоритів і нещодавно знайдені у Східних Саянах, є виходами мантії. Але ця гіпотеза ще потребує ретельної перевірки.

Земна кора материків вивчена геологами із достатньою повнотою. Велику роль цьому відіграли глибинні буріння. Верхній шар континентальної кори утворений осадовими породами. Як показує сама назва, вони мають водне походження, тобто частки, що утворили цей шар земної кори, осіли з водної суспензії. Переважна більшість осадових порід утворилося в древніх морях, рідше вони завдячують своїм походженням прісноводним водойм. У дуже поодиноких випадках осадові породи виникли як результат вивітрювання безпосередньо на суші.

Найголовніші осадові породи – це піски, пісковики, глини, вапняки, іноді кам'яна сіль. Товщина осадового шару кори різна у різних частинах земної поверхні. В окремих випадках вона досягає 20-25 кілометрів, але подекуди опадів зовсім немає. У цих місцях на "денну поверхню" виходить наступний шар земної кори - гранітний.

Він отримав таку назву тому, що складається як із самих гранітів, так і з близьких до них гірських порід — гранітоїдів, гнейсів та слюдистих сланців.

Гранітний шар досягає товщини 25-30 кілометрів і зазвичай прикритий зверху осадовими породами. Найнижчий шар земної кори - базальтовий - для безпосереднього вивчення вже недоступний, тому що на денну поверхню ніде не виходить і глибокі свердловини його не досягають. Про будову та властивості базальтового шару судять виключно за геофізичними даними. З великим ступенем достовірності передбачається, що цей нижній шар кори складається з магматичних порід, близьких до базальтів, що походять з вулканічної лави. Потужність базальтового шару сягає 15-20 кілометрів.

Донедавна вважалося, що будова земної кори всюди однаково і лише області гір вона височить, утворюючи складки, а під океанами опускається, утворюючи гігантські чаші. Одним із результатів науково-технічної революції був бурхливий розвиток у середині XX століття цілого ряду наук, у тому числі морської геології. У цій галузі людських знань зроблено чимало кардинальних відкриттів, які докорінно змінили колишні уявлення про будову кори під ложем океану. Було встановлено, що й під окраїнними морями і поблизу материків, тобто у сфері шельфу, кора ще певною мірою схожа на континентальну, то океанічна кора зовсім інша. По-перше, вона має зовсім незначну товщину: від 5 до 10 км. По-друге, під дном океану вона складається не з трьох, а лише з двох шарів — осадового завтовшки 1—2 кілометри і базальтового. Гранітний шар, настільки характерний для континентальної кори, продовжується у бік океану лише материкового схилу, де й обривається.

Ці відкриття різко активізували інтерес геологів до вивчення океану. З'явилася надія виявити на морському дні виходи таємничого базальту, а можливо, і мантії. Вкрай привабливо виглядають і перспективи підводного буріння, за допомогою якого можна дістатись глибинних шарів через порівняно тонкий і легко подолати шар опадів.

Робота № 1, 2016-2017 навчальний рік

Будівлі земної кори материків та океанів

Зовнішня оболонка Землі називається земною корою. Нижня межа земної кори була об'єктивно встановлена за допомогою сейсмографічних досліджень на початку ХХ ст. хорватським геофізиком А. Мохоровичичем на підставі стрибкоподібного зростання на певній глибині швидкості проходження хвиль. Це вказувало збільшення щільності порід і зміна їх складу. Кордон отримав назву поверхні Мохоровичича (Мохо). Нижче цієї межі дійсно залягають щільні ультраосновні породи верхньої мантії, збіднені кремнеземом і збагачені магнієм (перидотити, дуніти та ін.). По глибині залягання поверхні Мохо визначають потужність земної кори, яка під континентом товща, ніж під океанами.

При вивченні земної кори було виявлено також неоднакову будову її під материками, включаючи підводні околиці, океанічними западинами.

Континентальна (материкова) кораскладається з малопотужного переривчастого осадового шару; другого гранітно-метаморфічного шару (граніти, гнейси, кристалічні сланці та ін.) та третього, так званого базальтового шару, Що, найімовірніше, складається з щільних метаморфічних (грануліти, еклогіти) і магматичних (габро) порід. Максимальна потужність континентальної земної кори 70-75 км. під високими горами – Гімалаями, Андами та ін.

Океанічна коратонше і в ній немає гранітно-метаморфічного шару. Зверху залягає малопотужний шар неущільнених опадів. Нижче другий – базальтовий шар, у верхній частині якого базальтові подушечні лави чергуються з тонкими прошарками осадових порід, у нижній – комплекс паралельних дайок базальтового складу. Третій шар складається з магматичних кристалічних порід переважно основного складу (габро та ін.). Потужність океанічної кори 6-10 км.

У перехідних зонах від материків до ложа океанів – сучасних рухомих поясах – виділяють перехідні субконтинентальний та субокеанічний типи земної кори середньої потужності.

Основну масу земної кори складають магматичні та метаморфічні породи, хоча їх виходи на денну поверхню невеликі. З магматичних порід найбільш поширені інтрузивні породи – граніти та ефузивні – базальти, з метаморфічних – гнейси, глинисті сланці, кварцити та ін.

На поверхні Землі за рахунок багатьох зовнішніх факторів накопичуються різні опади, які потім протягом кількох мільйонів років у результаті діагенеза(ущільнення та фізико-біохімічних змін) перетворюються на осадові гірські породи: глинисті, уламкові, хімічні та ін.

Внутрішні рельєфоутворюючі процеси

Гори, рівнини та височини відрізняються висотою, характером залягання гірських порід, часом та способом утворення. У створенні брали участь і внутрішні і зовнішні сили Землі. Усі сучасні рельєфоутворюючі чинники поділяються на дві групи: внутрішні ( ендогенні) та зовнішні ( екзогенні).

Енергетичною основою внутрішніх рельєфоутворюючих процесів є енергія, що йде з глибин землі – ротаційна, радіоактивний розпад та енергія геохімічних акумуляторів. Ротаційна енергіяпов'язана зі звільненням енергії при уповільненні обертання Землі навколо своєї осі через вплив тертя (частки секунд за тисячоліття). Енергія геохімічних акумуляторів- це енергія Сонця, що накопичилася за багато тисячоліття в гірських породах, яка вивільняється при зануренні порід у внутрішні шари.

Екзогенні (зовнішні сили) називаються так тому, що основне джерело їхньої енергії знаходяться поза Землею - це енергія, що безпосередньо надходить від Сонця. Для прояву дії екзогенних сил мають бути задіяні нерівності земної поверхні, що створюють різницю потенціалів та можливість переміщення частинок під дією сили тяжіння.

Внутрішні сили прагнуть до створення нерівностей, а зовнішні - до вирівнювання цих нерівностей.

Внутрішні сили створюють структуру(основу) рельєфу, а зовнішні сили виступають у ролі скульптора, обробляючи" створені внутрішніми силами нерівності. Тому ендогенні сили іноді називають первинними, а зовнішні - вторинними. Але це не означає, що зовнішні сили слабші за внутрішні. За геологічну історію результати прояву цих сил зіставні.

Процеси, що відбуваються всередині Землі, ми можемо спостерігати в тектонічних рухах, землетрусах і вулканізмі. Тектонічними рухами називають всю сукупність горизонтальних та вертикальних рухів літосфери. Вони супроводжуються виникненням розломів та складок земної кори.

Довгий час у науці панувала "платформно-геосинклінальна" концепціярозвитку рельєфу Землі Суть її полягає у виділенні спокійних та рухливих ділянок земної кори, платформ та геосинкліналей. Передбачається, що еволюція структури земної кори йде від геосинкліналей до платформ. У розвитку геосинкліналей розрізняють два великі етапи.

Перший (основний за тривалістю) етап занурення з морським режимом, накопиченням потужної (до 15-20 км) товщі осадових та вулканічних гірських порід, виливом лав, метаморфізмом, а згодом зі складчастістю. Другий етап (менший за тривалістю) - складкоутворення та розриви при загальному піднятті (гороутворення), внаслідок чого утворюються гори. Гори згодом руйнуються під впливом екзогенних сил.

В останні десятиліття більшість вчених дотримуються іншої гіпотези. гіпотези літосферних плит. Літосферні плити- це великі ділянки земної кори, які рухаються астеносферою зі швидкістю 2-5 см/год. Розрізняють материкові та океанічні плити, при їх взаємодії тонший край океанічної плити занурюється під край континентальної плити. В результаті утворюються гори, глибоководні жолоби, острівні дуги (наприклад, Курильський жолоб та Курильські острови, Атакамський жолоб та гори Анди). При зіткненні континентальних плит утворюються гори (наприклад, Гімалаї під час зіткнення Індо-Австралійської та Євразійської плит). Переміщення плит можуть викликатись конвективними рухами речовини мантії. У місцях підйому цієї речовини утворюються розломи, і плити починають рухатися. Магма, що впроваджується по розломах, застигає і нарощує краї плит, що розходяться - так утворюються серединно-океанічні хребти, що простяглися дном всіх океанів і утворили єдину систему протяжністю 60 000 км. Висота їх досягає 3 км, а ширина тим більше, чим більша швидкість розсування.
Кількість літосферних плит непостійно - вони з'єднуються і поділяються на частини при утворенні рифтів, великих лінійних тектонічних структур типу глибоких ущелин в осьовій частині серединно-океанічних хребтів. Вважають, що в палеозої, наприклад, сучасні південні материки були одним материком. Гондвану, північні - Лавразію, а ще раніше існував єдиний суперматерик - Пангеята один океан.
Поряд із повільними горизонтальними рухами в літосфері відбуваються і вертикальні. При зіткненні плит або зміни навантаження на поверхню, наприклад, внаслідок танення великих льодовикових покривів відбувається підняття (Скандинавський півострів досі відчуває підняття). Такі коливання називаються гляціоізостатичними.

Тектонічні рухи земної кори неоген-четвертичного часу називаються неотектонічними.Ці рухи виявлялися і проявляються з різною інтенсивністю практично всюди Землі.

Тектонічні рухи супроводжуються землетрусами(поштовхами та швидкими коливаннями земної поверхні) та вулканізмом(Впровадженням магми в земну кору і виливом її на поверхню).

Землетруси характеризуютьсяглибиною вогнища (місця усунення в літосфері, від якого сейсмічні хвилі поширюються на всі боки) і силою землетрусу, що оцінюється за ступенем викликаних ним руйнувань у балах за шкалою Ріхтера (від 1 до 12). Найбільшої сили землетрусу досягають безпосередньо над осередком – в епіцентрі. У вулканах виділяють магматичний осередок і канал чи тріщини, якими піднімається лава.

Більшість землетрусів і вулканів, що діють, приурочено до околиць літосферних плит - так званих сейсмічним поясам. Один із них опоясує по периметру Тихий океан, інший простягається через Середню Азію від Атлантичного океану до Тихого.

Зовнішні рельєфоутворюючі процеси

Екзогенні сили, що збуджуються енергією сонячних променів і силою тяжіння, з одного боку, руйнують форми, створені ендогенними силами, з іншого - створюють нові форми. У цьому вся процесі виділяють:

1) руйнування гірських порід (вивітрювання - воно створює форми рельєфу, а готує матеріал);

2) видалення зруйнованого матеріалу, зазвичай це знесення вниз схилом (денудація); 3) перевідкладення (акумуляція) матеріалу, що зноситься.

Найважливішими агентами прояву зовнішніх сил є повітря та вода.

Розрізняють фізичне, хімічне та біогенне вивітрювання.

Фізичне вивітрюваннявідбувається через неоднакове розширення та стиснення частинок гірських порід при коливаннях температури. Особливо інтенсивно воно у перехідні сезони та в районах з континентальним кліматом, великими добовими амплітудами температур – на нагір'ях Сахари або в горах Сибіру, при цьому часто формуються цілі кам'яні річки – куруми. Якщо тріщини порід проникає вода, а потім, застигаючи і розширюючись, збільшує ці тріщини, говорять про морозне вивітрювання.

Хімічне вивітрювання- це руйнування гірських порід і мінералів під дією воді, породах і грунтах активних речовин (кисню, вуглекислоти, солей, кислот, лугів та ін.), що містяться в повітрі, в результаті хімічних реакцій. Для хімічного вивітрювання, навпаки, сприятливі вологі та теплі умови, характерні для приморських районів, вологих тропіків та субтропіків.

Біогенне вивітрювання часто зводиться до хімічного та фізичного впливу на гірські породи організмів.

Зазвичай, спостерігається одночасно кілька видів вивітрювання, і коли говорять про фізичне чи хімічне вивітрювання це не означає, що інші сили при цьому не беруть участь - просто назва дається за провідним фактором.

Вода - "скульптор лику земного" і один з найпотужніших агентів перебудови рельєфу. Поточні водивпливають на рельєф, руйнуючи гірські породи. Тимчасові та постійні водні потоки, річки та струмки мільйони років "вгризаються" в земну поверхню, розмивають її (ерозія), переміщують та перевідкладають змиті частинки. Якби не відбувалося постійного підняття земної кори, вистачило б лише 200 млн. років, щоб вода змила всі ділянки, що виступають над морем, і вся поверхня нашої планети представляла б єдиний безмежний океан. Найбільш поширеними ерозійними формами рельєфу є форми лінійної ерозії: річкові долини, яри та балки.

Для розуміння процесів формування таких форм важливим є усвідомлення того факту, що базис ерозії(Місце, куди прагне вода, рівень, на якому потік втрачає свою енергію - для річок це гирло або місце впадання, або скельний ділянку в руслі) змінює своє становище з часом. Зазвичай він знижується при розмиванні річкою тих гірських порід, якими вона протікає, особливо інтенсивно це відбувається зі збільшенням водності річок чи тектонічних коливаннях.

Яри та балки утворені тимчасовими водотоками, що виникають після танення снігу або випадання злив. Між собою вони відрізняються тим, що яри - це зростаючі, що врізаються в пухкі породи, вузькі крутосхильні вибоїни, а балки - мають широке днище і припинили свій розвиток улоговини, зайняті луками або лісами.

Найрізноманітніші форми рельєфу створюють річки. У річкових долинах виділяють такі форми: корінний берег(У його будові не беруть участь річкові наноси), зрозумію(Частина долини, що затоплюється в паводки або повені), тераси(колишні заплави, що піднялися над урізом внаслідок зниження базису ерозії), стариці(Ділянки річки, що відокремилися в результаті меандрування від колишнього русла).

Крім природних факторів (наявності ухилів поверхні, ґрунтів, що легко розмиваються, рясних опадів і т. д.), утворенню ерозійних форм сприяє нераціональна діяльність людини - суцільна вирубка лісів і розорювання схилів.

Окрім води важливим фактором екзогенних сил є вітер. Зазвичай він має меншу, ніж вода силою, але працюючи з пухким матеріалом може творити дива. Форми, створені вітром, називаються еоловими. Вони переважають у посушливих районах, чи там, де посушливі умови були у минулому ( реліктові еолові форми). Це бархани(піщані пагорби серповидної форми) та дюни(пагорби овальної форми), обточені скелі.

Завдання

Завдання 1.

Виходячи з наявної інформації, представленої в таблиці, припустіть, у якій гірській системі кількість висотних поясів буде найбільшою. Свою відповідь обґрунтуйте.

Завдання 2.

Корабель у точці з координатами 30 пд. ш. 70 ст. д. зазнав аварії, радист передав координати свого корабля і попросив допомогу. У район лиха попрямували 2 кораблі «Надія» (30 пд. ш. 110 ст. буд.) та «Віра» (20 пд. ш. 50 ст. буд.). Який корабель прийде швидше на допомогу судну, що гине?

Завдання 3.

Де знаходяться: 1) кінські широти; 2) ревючі широти; 3) шалені широти? Які явища природи притаманні цих місць? Поясніть походження їх назв.

Завдання 4.

У різних країнах їх називають по-різному: ушкуйники, корсари, флібустьєри. Коли був їхній золотий вік? Де був головний район їхнього зосередження? У яких районах вони промишляли у Росії? Чому саме тут? Назвіть найзнаменитішого у світі, чиє ім'я відображено на картах. Чим цікавий цей географічний об'єкт?

Завдання 5.

Перед тим, як вирушити в 1886 р. у кругосвітнє плавання на цьому корветі, його капітан записав у своєму щоденнику: « Справа командира - скласти ім'я своєму судну…» Йому вдалося досягти поставленої мети – океанографічні дослідження, виконані в ході експедиції, що тривала майже три роки, настільки прославили корвет, що надалі увійшло в традицію називати його ім'ям науково-дослідні судна.

Як називався корвет? Якими досягненнями науки та географічними відкриттями прославилися чотири судна, які в різний час носили це горде ім'я? Що ви знаєте про капітана, витримку з щоденника якого наведено в завданні?

Тести

1 . Згідно з теорією тектоніки літосферних плит, земна кора і верхня мантія розділені на великі блоки. Росія розташована на літосферній плиті

1) Африканській 2) Індо-Австралійській 3) Євразійській 4) Тихоокеанській

2. Вкажіть неправильнетвердження:

1) Сонце опівдні у Північній півкулі знаходиться на півдні;

2) лишайники ростуть густіше з північного боку ствола;
3) азимут відраховується від напрямку на південь проти годинникової стрілки;
4) прилад, з якого можна орієнтуватися, називається компас.

3. Визначте приблизну висоту гори, якщо відомо, що біля її підніжжя температура повітря становила +16ºС, але в її вершині –8ºС:

1) 1,3 км; 2) 4 км; 3) 24 км; 4) 400 м-коду.

4. Яке твердження про літосферні плити є вірним?

1) До зони розходження океанічних літосферних плит присвячені серединні океанічні хребти

2) Кордони літосферних плит точно збігаються з контурами материків
3) Будова материкових та океанічних літосферних плит однаково
4) При зіткненні літосферних плит утворюються великі рівнини

5. Яким є чисельний масштаб плану, на якому відстань від автобусної зупинки до стадіону, що становить 750 м, зображено відрізком завдовжки 3 см.

1) 1: 25 2) 1: 250 3) 1: 2500 4) 1: 25 000 5) 1: 250 000

6 . Яка стрілка на фрагменті карти світу відповідає напрямку на південний схід?

7. Наука, що вивчає географічні назви:

1) геодезія; 2) картографія; 3) топоніміка; 4) топографія.

8. Назвіть дивовижних «зодчих», в результаті невтомної діяльності яких панують на Землі різноманітні форми рельєфу. __________________________________________________________________

9. Вкажіть правильне твердження.

1) Східноєвропейська рівнина має плоску поверхню;

2) Алтайські гори розташовані на материку Євразія;

3) Вулкан Ключевська Сопка розташований на Скандинавському півострові;

4) Гора Казбек – найвища вершина Кавказу.

10. Яка з перерахованих форм рельєфу має льодовикове походження?

1) морена гряда 2) бархан 3) плато 4) дюна

11. Якій науковій гіпотезі присвячено рядки Володимира Висоцького?

«Спочатку було слово печалі та туги,

Народжувалась у муках творчості планета –

Рвалися від суші в нікуди величезні шматки

І островами ставали десь»

1) пошуки Атлантиди; 2) загибель Помпеї; 3) дрейфу материків;

4) формування сонячної системи.

12. Лінії тропіків та полярних кіл є межами…

1) кліматичних поясів; 2) природні зони; 3) географічних районів;

4) поясів освітленості.

13. Абсолютна висота вулкана Кіліманджаро – 5895 м. Обчисліть його відносну висоту, якщо він утворився на рівнині, що піднімається на 500 м над рівнем моря:

1) 5395 м; 2) 5805м; 3) 6395; 4) 11,79 м

14 . Швидкість руху літосферних плит щодо один одного

складає 1-12

1) мм/рік 2) см/місяць 3) см/рік 4) м/рік

15 . Розташуйте об'єкти за їх географічним розташуванням із заходу на схід:

1) пустеля Сахара; 2) Атлантичний океан; 3) м. Анди; 4)о. Нова Зеландія.