Рухи земної кори реферат

Повільні рухи земної кори. Людям здається, що поверхня Землі нерухома. Насправді кожна ділянка земної кори піднімається або опускається, зміщується вправо або вліво, вперед або назад. Але ці рухи так повільні, що зазвичай ми їх не помічаємо. Проте вчені за допомогою дуже точних приладів «бачать» ці рухи і вимірюють їх швидкість.

Вже древнім грекам було відомо, що земна поверхня відчуває підняття і опускання. Здогадувалися про це і жителі Скандинавського півострова: їх стародавні приморські поселення через кілька століть опинилися далеко від моря.

Рухи земної кори в залежності від напрямку ділять на вертикальні і горизонтальні. Вони проявляються одночасно, супроводжуючи один одного.

Горизонтальні рухи земної кори – це рухи, паралельні поверхні Землі.

Горизонтальні рухи відбуваються через переміщення літосферних плит. Разом з плитами переміщаються і материки. Швидкість горизонтальних рухів невелика – кілька сантиметрів на рік. Однак вони зберігають свій напрямок дуже довгий час, тому за багато мільйонів років континенти пересуваються відносно один одного на сотні й тисячі кілометрів (рис. 47).

Австралія та Південна Америка віддаляються один від одного зі швидкістю 3 см на рік. Підрахуйте, на скільки кілометрів вони відсунуться через 10 млн років.

Горизонтальні рухи відіграють величезну роль у створенні рельєфу Землі. На межах літосферних плит утворюються гори (рис. 48).

При зіткненні літосферних плит шари гірських порід мнуть в складки і утворюються гори суші (рис. 48, а). Там, де плити розходяться, виникають гірські хребти дна океанів. Вони складаються з ізлівшіхся на дно магматичних порід – базальтів (рис. 48, б).

Вертикальні рухи земної кори – це рухи, перпендикулярні поверхні Землі.

Вертикальні рухи піднімають або опускають окремі ділянки суші і дна океанів (рис. 49). Опускається суша затоплюється морем, що піднімається дно моря, навпаки, стає сушею.

Вертикальні рухи, на відміну від горизонтальних, часто змінюють свій напрямок: піднімаються ділянки можуть почати опускатися, а потім знову підніматися.

Швидкість сучасних вертикальних рухів на рівнинах невелика – до декількох міліметрів на рік. Гори можуть «підростати» на кілька сантиметрів на рік.

Рухи земної кори і залягання гірських порід. Рухи земної кори змінюють залягання гірських порід. Осадові породи накопичуються в океанах і морях горизонтальними шарами (рис. 50, а). Однак в горах шари таких же порід зім’яті в складки (рис. 50, б). Породи мнуть в складки повільно, протягом мільйонів років.

Скидання – блок земної кори, що опустився по розлому щодо іншого блоку. На земній поверхні з’являється уступ.

Горст – піднятий ділянка земної кори, обмежений розломами. Горсти утворюють гірські хребти з плоскими вершинами.
Грабен – опущений ділянка земної кори, обмежений розломами. Западини грабенів часто служать котловинами озер.
Підрахуйте, яку висоту могли б придбати гори через мільйон років, якби вони не руйнувалися, а підняття відбувалося б зі швидкістю 1 см на рік.

Вертикальні рухи, як і горизонтальні, формують рельєф: від них залежать обриси морів і континентів, висота окремих ділянок суші і глибина морських западин.

Товщі гірських порід можуть бути не тільки зім’яті в складки. На знімках з космосу видно, що Земля розбита на великі і маленькі ділянки-блоки густою мережею розломів (тріщин). Ці блоки зміщуються відносно один одного, утворюючи різні форми рельєфу (рис. 51).

Реферат на тему:

“Літосфера, її елементи, процеси формування земної кори”

1. Будова

літосфери

та

її

рухи

.

Внутрішні

сили

Землі

Земна кора і самий верхній шар мантії перебувають у твердому агре­гатному стані й називаються літосферою — кам’яною оболонкою. Під літосферою залягає астеносфера — шар речовини мантії, який відзна­чається підвищеною пластичністю і температурою, близькою до точки плавлення.

Потужність і будова літосфери визначаються типом земної кори.

Материкова кора складається з трьох шарів — осадового, гранітного і базальтового, її потужність на рівнинах сягає 30-40, в горах — 60-80 км. Потужність літосфери в районі материків становить 150-250 км.

Океанічна кора складається з осадового і базальтового шарів (граніт­ний шар між ними відсутній). Потужність океанічної кори 5-10 км, потужність літосфери під океанами — 50—100 км.

Літосфера глибинними розломами розбита на великі блоки — літо­сферні плити. Під впливом внутрішніх сил Землі ці плити повільно, зі швидкістю до 5-6 см за рік, пересуваються по в’язкій астеносфері в той чи інший бік. Ці рухи називаються горизонтальними. Вони призводять до утворення великих і лінійно витягнутих форм рельєфу: гір, океаніч­них жолобів, рифтових хребтів, глибинних розломів-грабенів.

Для літосфери характерні й повільні вертикальні коливання — повільні підняття чи опускання, швидкість яких від 0-2 до 10—12 мм за рік. При цьому нерідко колишні ділянки морського дна стають суходолом або, навпаки, суходол занурюється на дно моря.

До проявів внутрішніх сил Землі належать також магматизм і земле­труси.

Магматнзм — це сукупність явищ, пов’язаних з утворенням і рухом магми з астеносфери до поверхні Землі. Розрізняють два типи магматизму — внутрішній
(інтрузивний), коли магма не досягає поверхні Землі і застигає на глибині, і зовнішній
(ефузивний), коли магма прориває зем­ну кору і виливається на поверхню. Ефузивний магматизм називають ще вулканізмом.
Вулкани поділяють на діючі і згаслі. Більшість діючих приурочена до узбережжя Тихого океану (Тихоокеанське вогненне кільце), серединно-океанічних хребтів та зон розломів на материках.

У районах вулканізму зустрічаються гейзери
— джерела, що періо­дично викидають фонтани гарячої води (Йеллоустонський національний парк США, Ісландія, Камчатка, Нова Зеландія).

Землетруси —
раптові підземні удари, супроводжувані швидкими коливаннями земної поверхні. Причина землетрусів — розривні пору­шення в надрах Землі або зсування блоків земної кори за лінією розло­му. Осередки землетрусів здебільшого приурочені до молодих гір, а та­кож до зон розломів.

Сила землетрусів оцінюється за 12-бальною шкалою. Слабкі земле­труси (1-3 бали) майже не відчуваються людиною і фіксуються за допомогою сейсмографів. При катастрофічних землетрусах (11-12 балів) рельєф Землі змінюється до невпізнанності, цілком руйнуються всі будівлі.

Основні форми поверхні Землі

Основні форми рельєфу суходолу — рівнини та гори. Рівнини — великі ділянки земної поверхні з малими (до 200 м) переви­щуваннями між сусідніми точками і незначними ухилами. За висотою над рівнем моря рівнини поділяються на:

— низовини —
з абсолютними відмітками до 200 м (Амазонська, За­хід но-Сибірська, Причорноморська та ін.);

— височини — з
відмітками від 200 до 500 м (Середньоросійська, Подільська, Придніпровська тощо);

— плоскогір’я — з
відмітками вище 500 м (Середньосибірське, Східно-Африканське та ін.).

За походженням рівнини поділяють на первинні і вторинні. До пер­винних
належать морські рівнини — колишні ділянки морського дна, що стали суходолом внаслідок повільних зведень земної кори (Причор­номорська, Західносибірська низовини та ін.). До вторинних
рівнин відносять: водно-льодовикові рівнини (Поліська низовина); алювіальні рівнини, складені річковими наносами (Амазонська, Придніпровська ни­зовини); денудаційні рівнини, що виникли на місці зруйнованих гір (Ка­захський дрібносопковик).

Вік рівнин різний. Деяким денудаційним рівнинам понад 3 млрд. років (Захід Австралії), тоді як морські рівнини мають вік в декілька мільйонів років, а льодовикові — кілька десятків тисяч років.

Гори — ділянки земної кори, які високо підняті над навколишньою місцевістю і мають сильно розчленований рельєф.

За висотою над рівнем моря розрізняють гори низькі
(абсолютною висотою до 1000 м), середні
(від 1000 до 2000 м) і високі
(вище 2000 м).

За віком розрізняють молоді
гори, що виникли в епоху альпійської склад­частості кайнозойської ери і продовжують формуватися (Гімалаї, Альпи та ін.), і старі
гори — раніших епох складчастості (байкальської, каледонської, герцинської), що припадають на палеозойську еру. Старі гори — Скандинавські, Урал, Тянь-Шань та ін. Старі гори є відродженими.

.За походженням гори поділяються на тектонічні
й вулканічні.
Тек­тонічні за своєю структурою підрозділяються на складчасті і складча-стобрилові. Складчаста структура характерна для молодих гір, складча-стобрилова — для старих (відроджених) гір. Вулканічні гори (Кіліман­джаро, Ельбрус та ін.) виникають у зв’язку з процесами магматизму при багаторазових виливах лави.

Рельєф Світового океану багато в чому нагадує рельєф суходолу. Тут також є рівнини — шельф (на глибині до 200 м), улоговини (на глибинах 4000-6000 м); гори у вигляді підводних хребтів (Менделєєва, Ломоносо-ва), гайотів — піднять з плоскими вершинами, підводних вулканів.

В океанах є форми рельєфу, відсутні на суходолі,— рифтові хребти жолоби.
Найдовший рифтовий хребет — Серединно-Атлантичний (понад 20 тис. км). Найглибший жолоб — Маріанський (11 022 м), найдов­ший — Алеутський (3570 км).

Рельєф постійно змінюється під дією внутрішніх і зовнішніх сил Землі. Внутрішні сили спричиняють горизонтальні рухи літосферних плит, повільні вертикальні коливання земної кори, магматизм, землетруси. Ці сили фактично створюють основні форми рельєфу. Зовнішні сили (дія текучих вод, льодовиків, вітру, підземних вод, морських хвиль) призво­дять до руйнації гір, зміни рівнин.

2. Неоднорідність земної кори. Стійкі і рухомі ділянки земної кори та пов’язані з ними особливості рельєфу

Земна кора нашої планети неоднорідна. Виділяють материковий і океанічний типи земної кори. Материкова кора
складається з З шарів — осадового, гранітного і базальтового; потужність коливається від 30-40 км (на рівнинах) до 60-80 км (у горах). Океанічна
кора скла­дається з 2 шарів — осадового і базальтового; потужність — 5-10 км.

Літосфера
розбита на окремі блоки — літосферні плити,
які руха­ються по розплавленій астеносфері — прошарку верхньої мантії під літо­сферою. При сходженні плит земна кора зминається в складки або ви­гинається (разом з океанічною плитою), занурюючись під материкову плиту і розплавляючись в астеносфері.

При розходженні плит виникають розломи (рифти),
через які вили­вається мантійна речовина, створюючи1
базальтовий шар земної кори океанічного типу.

Земна кора материкового типу більш давня, ніж теперішня океанічна кора. На материках є ділянки, де вік гірських порід, що складають зем­ну кору, перевищує 3 млрд років. Вік океанічної кори — від 160-180 млн років і менше.

На суходолі і на дні океанів виділяють стійкі і рухливі ділянки зем­ної кори. Стійкими ділянками
є платформи (материкові й океанічні). В основному вони займають внутрішні області літосферних плит. Для платформ характерні повільні вертикальні коливання, тут не відбуваєть­ся сильних землетрусів, немає діючих вулканів. У рельєфі платформам відповідають рівнини (суходолу і дна океану).

Рухливими ділянками
земної кори є складчасті області. В основному вони розташовані по краях літосферних плит і є результатом зіткнення їх між собою. Для рухливих ділянок земної кори характерні інтенсивні тектонічні процеси, швидкі вертикальні коливання (землетруси), у ряді випадків — сучасний вулканізм. У рельєфі складчастим областям відпо­відають гори.

Рухливими ділянками слід вважати рифтові зони на дні океану, яким у рельєфі відповідають рифтові хребти з численними підводними вулка­нами, а також жолоби й острівні дуги, що утворюються при складній взаємодії материкової й океанічної плит.

• Друкувати
• Запитати
• Надіслати другу
• Підписатись на новини

Підводні окраїни материків. Шельф. Материковий схил. Перехідні зони. Серединно-океанічні хребти. Ложе океану

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.

28.11.2011