літосферна оболонка розбита приблизно на десять блоків, кожен із яких має достатню жорсткість, і всі ці блоки або плити рухаються одна відносно іншої.

Важливий етап у розвитку плит пов’язаний з детальним дослідженням меж між плитами і точним розділом їх на три типи: жолоби, хребти, трансформенні розломи. Жолоби – це межі, де плити сходяться; хребти – це межі, де плити розходяться; трансформенні розломи – це межі, де плити рухаються як дотичні одна до іншої у горизонтальному напрямі. Третя геометрична ідея виникла внаслідок відкриття аналогії між прямими на площині і колами на сфері. Ця ідея базується на тому, що плити переміщуються під дією майже постійного моменту сил на протязі десятків мільйонів років, а їх рух відбувається за колами, положення яких можна визначити за геометричними та геофізичними даними. Щоб описати положення цих кіл, необхідно використати координати так званих полюсів обертання, які лежать у центрі кіл, що описуються плитами.

Друге революційне перетворення тектоніки плит пов’язано з вимірюванням часу. Як відомо, визначення віку порід на ранніх етапах розвитку геології стало використання окам’янілості. Наступний стрибок щодо визначення віку порід пов’язаний із застосуванням радіоактивних ізотопів. До 1960 року геологи за допомогою цих двох методів установлювали вік більшості континентальних областей. Але про вік найдавніших океанічних басейнів було відомо дуже мало. Оцінки часу їх утворення коливались від докембрія (біля 600 млн. років тому назад) до пізнього мезозою (біля 70 млн. років). Третій стрибок у визначенні віку поверхні Землі наступив у 60-х роках ХХ століття, коли геофізики відкрили, що вік океанічного дна можна визначити шляхом вивчення магнітного поля океану. Новий метод датування давав можливість оцінювати швидкість процесів тектоніки плит набагато точніше ніж за даними попередніх досліджень тектоніки континентів.

На основі теперішніх даних можна стверджувати, що сучасні океани є морфоструктурами молодого віку, а не реліктами давніх океанів, які виникли одночасно з походженням і утворенням Землі. Це підтверджують дані результатів буріння океанічних свердловин. На основі цих даних вік порід океанічного дна не перебільшує післямезозоя.

1.2. Рельєф дна Світового океану

За даними сучасних морських карт можна відзначити, що рельєф дна океанів та морів, як і рельєф суходолу, характеризується складністю та різноманітністю форм. На дні океанів є гірські масиви, глибокі западини, плато та рівнини. Для значних територій характерним є тектонічний та вулканічний рельєф. На великих глибинах знаходяться ділянки зі слідами розмивів. На пологих схилах розвинуто сповзання осідань та накопичення біля їх підніжжя великих осадових шлейфів.

Вмежах Світового океану виділяють чотири основних елементи будови земної кори:

1)підводний край материка;

2)перехідна зона;

3)серединно-океанічні хребти;

4)ложе океану.

Ці елементи називають мегаелементами, мегаформами або мегарельєфом. Мегаформи складаються з макроформ, до яких відносять материкову мілину, материковий схил, материкове підніжжя, острівні дуги, глибоководні западини і котловини, підводні плато, хребти тощо. Мезорельєф або середні форми рельєфу, які є частинами макроформ, мають протяжність десятків і сотень кілометрів. До них відносять підводні гори, пагорби, долини, каньйони тощо. До мікрорельєфу відносять дрібні форми рельєфу дна, які мають протяжність до сотень метрів. До

них відносять дрібні пасма, бари і загреби. В даний час стали розрізняти і нанорельєф дна, до якого відносять найдрібніші форми рельєфу дна – піщані брижі, дрібні улоговини.

Розглянемо коротко характерні особливості мега- і макроелементів рельєфу дна Світового океану.

Підводний край материка складається з материкової мілини – шельфу, материкового схилу і материкового підніжжя. Загальна площа підводного краю 73,6 млн. км2, що складає біля 20% площі дна Світового океану. У Північному Льодовитому океані підводний край материка займає майже половину всієї акваторії, у Тихому – не більше 5%.

До основних типів земної кори в межах Світового океану відносять материкову (континентальну), субматерикову та океанічну кору. Переліченим типам земної кори в океанах відповідають три основних категорії рельєфу дна (рис. 2): материковий шельф (підводний край материка), перехідна зона (материковий схил та острівні дуги), ложе Світового океану.

Прибережна мілководна рівнинна зона Світового океану називається континентальним шельфом (шельф від англійського shelf – виступ, мілина) або материкова мілина. Шельф, як підводний край материків, має багато спільного з материками. З боку материків шельф обмежує берегова лінія. За його зовнішню границю приймають таку ділянку, де відмічається різке збільшення кутів нахилу дна, що свідчить про перехід до материкового (континентального) схилу.

Звичайно це спостерігається на глибині біля 200 м, через те 200-метрову ізобату приймають за зовнішню границю шельфу. В деяких районах перехід від шельфу до континентального схилу відбувається на значно більших глибинах. Так в Баренцовому морі - це глибини 350-400 м, в Охотському – 1000 м. Тому існують і інші визначення зовнішньої межі шельфу: 500-метрова ізобата, 200-мильна віддаль від берегової лінії тощо.

Рис. 2. Основні категорії рельєфу

Шельфова зона займає біля 29 млн. км2, що складає майже 8% усієї площі Світового океану. Глибина і ширина шельфу значно коливаються. Середня ширина шельфу складає 78 км, середня глибина – 132 м, середній нахил 0,1°, а в зонах локального пониження або підняття зростає до 25'. В окремих районах шельф простягається до глибин у 600 метрів і більше, але є дуже мілководні шельфи з глибиною до 20 метрів. Ширина шельфу досягає 1000-1400 км в морях Північного Льодовитого океану, а у Світовому океані є райони, де ширина шельфу досягає лише 2-4 км. Материкова кора в області розвитку шельфу має товщину 35-40 км та вміщує типові для материків гранітний і підстилаючий його базальтовий шари. Найбільш розповсюдженою формою рельєфу шельфу є рівнина, яка поволі спускається в сторону океану.

Діяльність людини головним чином розповсюджена в шельфовій зоні. В ній найбільш інтенсивне судноплавство, рибний та тваринний промисел, зона активних інженерногеологічних, гідрологічних та інших досліджень. В шельфовій зоні багатьох держав світу в

даний час проводять інтенсивну розробку нафтових та газових родовищ, рудних корисних копалин.

Материковий схил є підводною основою материків. Ця зона займає майже 15% площі Світового океану, а саме – 55 млн. км2. Верхня границя схилу співпадає з зовнішньою границею шельфу. За його нижню границю приймають ту ділянку дна, на якій кути нахилу материкового схилу у порівнянні до кутів нахилу ложа океану різко змінюються. Звичайно такий перехід спостерігається на глибинах біля 3000 м. Ширина материкового схилу складає біля 90 км, кути нахилу його поверхні – від 3° до 20°, а у берегів вулканічних і коралових островів та поблизу берегів, складених корінними породами, – 40-45°. Товщина земної кори в зоні материкового схилу зменшується з віддаленням від шельфової зони і доходить до мінімального значення – 8 км (в Тихому океані – 4-6 км).

Материкове підніжжя представляє собою похилу, слабохвильову рівнину, яка знаходиться між материковим схилом і абісальною рівниною (абісальна рівнина визначається як область океанічного ложа, нахил якої не перевищує 0,001°). Іноді розрізняють верхню і нижню (глибоководну) частини материкового підніжжя. Ширина материкового підніжжя до 1000 км, глибина – 2-5 км, нахил – біля 0,1°, а у верхній його частині – 0,5°. Про існування материкового підніжжя стало відомо лише 40-50 років тому назад.

Перехідна зона займає 10% всієї акваторії океану. Найбільш повно вона представлена в Тихому океані. Класичним типом перехідних зон є Алеутська, КурилоКамчатська, Японська, Східно-Китайська тощо. В них є улоговина краю глибоководного моря, острівна дуга і глибоководний жолоб (глибоководні жолоби або абісальні западини мають глибину 7-11 км, ширина їх не перевищує 20 км, а протяжність може сягати 1000 км).

Для східноокеанського типу характерним є глибоководний жолоб. В Середземному морі відмічаються глибоководні морські улоговини. Аналогічна ситуація спостерігається в Мексиканській затоці, Чорному і Каспійському морях. В даний час нараховують біля 30 глибоководних жолобів. Серед них – Маріанська западина, яка знаходиться на найбільшій глибині океану – 11022 м.

Серединно-океанічні хребти – підняття земної кори, складені з вулканічних порід – базальтів, займають площу 53 млн. км2, що складає біля 15% площі Світового океану. Перший такий хребет було виявлено в 50-х роках минулого століття в Атлантиці у зв’язку з

прокладанням телеграфного кабелю. Геофізичні дослідження, які були проведені 40 років

тому назад показали, що система підводних хребтів є особливим елементом Землі. Їх характерна форма – хвилеподібне підняття шириною порядку 1000 км із сильно розчленованими гірськими схилами і високим гребенем із відносною глибиною біля 2 км та шириною 15-60 км. Це глибоке пониження називається рифовою долиною, яка характеризується підвищеною сейсмічністю та вулканізмом. Тепловий потік у рифовій зоні в 5-6 разів вищий, ніж у сусідніх океанічних улоговинах. В Серединно-Індійському і в Серединно-Атлантичному хребтах виділяється рифова зона з глибокими рифовими долинами. Для Серединного хребта Тихого океану чітко виражена рифова долина на північ від паралелі 20°. Хребет перетинають широкі розломи, вздовж яких є великі горизонтальні зсуви. Серединно-океанічний хребет в Північному Льодовитому океані (Арктичний хребет) виявлено завдяки широким дослідженням гідрографів колишнього СРСР, на честь яких рифова зона названа Долиною гідрографів.