Літосфера типи земної кори

Типи земної кори

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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.

Літосфера. Стан спокою – це не для нашої планети. Як внутрішні так і зовнішні процеси постійно в русі та дії, це стосується і літосферних плит, які постійно переміщуються. Однак, деякі ділянки літосфери досить стійкі, а інші, особливо ті що знаходяться на стиках тектонічних плит, досить рухливі та постійно здригаються.

Звичайно, що ці явища люди не змогли залишити поза увагою, а тому на протязі всієї історії вивчали та пояснювали їх. Наприклад, в М’янмі до сих пір збереглась легенда про те, що наша планета оплетена величезним кільцем змій. Коли вони починають рухатися, земля здригається. Схожі історії не могли надовго задовольнити допитливість людей. Щоб дізнатися правду, самі допитливі почали свердлити землю, створювати карти, висували гіпотези та здогадки. Люди намагалися дізнатися внутрішню та зовнішню будову землі.

Поняття літосфери містить в собі тверду оболонку землі. Вона складається із земної кори та пласту розмя кшених гірських порід, що входять до складу верхньої мантії, астеносфери (її пластичний склад дає можливість плитам, із яких складається земна кора, рухатися по ній зі швидкістю від 2 до 16 см за рік). Цікаво, що верхній шар літосфери твердий, а нижній пластичний, що дає можливість плитам під час руху зберігати рівновагу, не дивлячись на постійний струс.

В процесі численних досліджень вчені дійшли висновку, що літосфера має неоднорідну товщину, і багато в чому залежить від рельєфу місцевості, під якою знаходиться. Так, на суші її товща складає від 25 до 200 км (чим старша платформа, тим вона більша, а сама найтонша знаходиться під молодими гірськими хребтами).

А ось самий найтонший пласт земної кори знаходиться під океанами: його середня товщина коливається від 7 до 10 км, а в окремих регіонах Тихого океану доходить навіть до 5 км. Шар самої товстої кори знаходиться по краях океанів, найбільш тонкий – під серединно-океанічними хребтами. Цікаво, що літосфера ще повністю не сформувалася, і цей процес продовжується і сьогодні (в основному – під океанічним дном).

Літосфера. Склад земної кори

Будова літосфери під океанами і континентами відрізняється тим, що під океанічним дном відсутній гранітний шар, бо океанічна кора під час свого формування безліч разів піддавалася процесу розплавлення. Загальними для океанічної та материкової кори є такі шари літосфери, як базальтовий і осадовий.

Таким чином, земна кора складається в основному із гірських порід, які формуються під час охолодження та кристалізації магми, яка по тріщинам проникає в літосферу. Якщо при цьому магма не змогла проникнути на поверхню, то вона сформувала такі крупнокристалічні гірські породи, як граніт, габро, діорит внаслідок її повільного охолодження і кристалізації.

А ось магма, яка змогла витекти на поверхню, шляхом швидкого охолодження, сформувала маленькі кристали – базальт, ліпарит, андезит. Що стосується осадових порід, то вони в літосфері землі сформувалися по різному: уламкові з явилися в результаті руйнування піску, піщаників та глини, хімічні сформувалися завдяки різним хімічним реакціям у водяних розчинах – це гіпс, сіль, фосфорити. Органічні виникли завдяки рослинним та вапняковим залишкам – крейда, торф, вапно, вугілля.

Цікаво, що деякі породи з”явилися із-за повної чи часткової зміни їхнього складу: грані трансформувався у гнейс, піщаник – у кварцит, вапняник – у мрамор. Згідно наукових досліджень, вченим вдалося з ясувати, що літосфера складається з:

• кисень – 49%;
• кремній – 26%;
• алюміній – 7%;
• залізо – 5%;
• кальцій – 4%;
• до складу літосфери входить чимало мінералів, серед яких найпоширеніші – шпат і кварц.

Що ж стосується структури літосфери, то тут розрізняють стабільні і рухливі зони (іншими словами, платформи і складчасті пояси). На тектонічних картах завжди можна побачити виділені кордони як стійких, так і небезпечних територій. Перш за все це Тихоокеанське вогняне кільце (розміщене по краях Тихого океану), а також частина Альпійсько-Гімалайського сейсмічного пояса (Південна Європа і Кавказ).

Платформа – це фактично нерухомі частини земної кори, які пройшли довгий етап геологічного формування. Їх вік визначають за етапом утворення кристалічного фундаменту (гранітного і базальтового шарів). Стародавні або докембрійські платформи на карті завжди знаходяться в центрі континенту, молоді – або на краю материка, або між докембрійськими платформами.

Гірничо-складчаcта область була сформована в часи зіткнення тектонічних плит, що розміщені на материку. Якщо горні хребти були сформовані недавно, поруч з ними фіксується підвищена сейсмічна активність і всі вони розміщені по краях літосферних плит (більш молоді масиви відносяться до альпійського і кіммерійського етапу утворення). Більш старі області, відносяться до стародавньої, палеозійської складчастості, можуть бути розміщеними як з краю материка, наприклад, в Північній Америці і Австралії, так і по центру – в Євразії.

Цікаво, що вік гірничо-складчаcтих областей вчені визначають за самими молодими складками. Оскільки утворення гір відбувається постійно, це дає можливість визначити тільки часові рамки етапів розвитку нашої землі. Наприклад, наявність гірського хребта посередині тектонічної плити свідчить про те, що що колись тут проходив кордон.

Не дивлячись на те, що літосфера на дев яносто відсотків складається із чотирнадцяти літосферних плит , багато хто із цим твердженням не згодні і креслять свої тектонічні карти, говорячи про те, що існує сім великих і близько десяти малих.

Цей розподіл досить умовний, оскільки з розвитком науки вчені або виділяють нові плити, або визнають певні кордони неіснуючими, особливо коли мова йде про малі плити.

Важливо зазначити, що самі найбільші тектонічні плити дуже добре виділяються на карті, а саме:

– Тихоокеанська – сама велика плита планети, вздовж кордону якої проходять постійні зіткнення тектонічних плит і утворюються розломи – що і є причиною її постійного зменшення.

– Євразійська – охоплює майже всю територію Євразії (окрім Індостану і Аравійського півострова) і містить найбільшу частину материкової кори.

– Індо-Австралійська – в її склад входить австралійський континент і індійський субконтинент. Із-за постійних зіткнень з Євразійською плитою знаходиться в процесі розлому.

– Південно-Американська – складається із південноамериканського материка і частини Атлантичного океану.

– Північно-Американська – складається із північноамериканського континенту, частини північно-східного Сибіру, північно-західної частини Атлантичного і половини Північно-Льодовитого океану.

– Африканська – складається із африканського материка і океанічної кори Атлантичного і Індійського океанів. Цікаво, що плити, які знаходяться поруч із нею рухаються в протилежний від неї бік, тому саме тут знаходиться найбільший розлом нашої планети.

– Антарктична плита – складається із материка Антарктиди і найближчої океанічної кори. Із-за того, що плиту оточують серединно-океанічні хребти, інші материки від неї постійно висовуються.

Літосферні плити, об єднуючись і роз єднуючісь, весь час змінюють свої краї. Це дає можливість вченим висунути теорію про те, що близько 200 млн. років тому літосфера мала лише Пангею – один-єдиний континент, що надалі розколовся на частини, які почали постійно відсуватися одна від одної на дуже повільній швидкості (в середньому близько семи сантиметрів за рік).

Коли відбувається зіткнення океанічної і континентальної плит, край океанічної кори занурюється під материкову, при цьому з іншого боку океанічної плити її кордони розходяться з тією що поруч. Кордон, вздовж якого проходить рух літосфер, називається зоною субдукції, де виділяються верхні і занурюються нижні краї плит. Цікаво, що плита, занурюючись в мантію, починає розплавлюватися при стисканні верхньої частини земної кори, в результаті чого утворюються гори, а якщо до того ж прорветься магма – то і вулкани.

В місцях, де тектонічні плити стикаються одна з одно, розміщуються зони максимальної вулканічної і сейсмічної активності: під час руху і стикання літосфери, земна кора руйнується, а коли вони розходяться, утворюються розломи і впадини (літосфера і рельєф Землі пов язані один з одним). Це являється причиною того. що вздовж країв тектонічних плит розміщені найбільш великі форми рельєфу Землі – гірські хребти з активними вулканами і глибокими жолобами.

Не дивно, що рух літосфер безпосередньо впливає на зовнішній вигляд нашої планети, а різноманіття рельєфу Землі вражає. Рельєф – це сукупність нерівностей на земній поверхні, які знаходяться над рівнем моря на різній висоті. Основні форми рельєфу Землі умовно поділяють на випуклі(материки, гори) і увігнуті – океани, річкові долини, ущелини).

Варто зазначити, що суша займає тільки 29% нашої планети (149 млн. км2), а літосфера і рельєф Землі складаються в основному із рівнин, гір, і низькогір’я. Що ж стосується океану, то його середня глибина складає трохи менше чотирьох кілометрів. Літосфера і рельєф Землі в океані складаються з материкової мілини, берегового склону, океанічного ложа і абісальних або глибоководних жолобів. Більша частина океану являє собою складний і різноманітний рельєф: тут є рівнини, котловани, плата, височини, хребти висотою до 2 км.

Інтенсивний розвиток промисловості призвів до того, що людина і літосфера в останній час стали дуже важко співіснувати. Забруднення літосфери прийняло катастрофічні масштаби. Сталося це внаслідок збільшення промислових відходів і побутового сміття, використання в сільському господарстві добрив і ядохімікатів, які негативно впливають на хімічний склад ґрунту і на живі організми. Вчені підрахували, що за рік на одну людину припадає близько однієї тони сміття, серед яких – 50 кілограмів складних у розпаді відходів.

Сьогодні забруднення літосфери стало актуальною проблемою. Природа не в змозі впоратися з нею самостійно. Самоочищення земної кори відбувається дуже повільно. В результаті – шкідливі речовини поступово накопичуються і з часом негативно впливають і на основного винуватця проблеми – людину.