Склад океанічної земної кори

• 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

ЗНАЕТЕ ЛИ ВЫ?

Земна кора є найтоншим із шарів Землі. Вона утворилася в ті часи, коли вся наша планета перебувала в розжареному стані. Найлегші частинки її речовини спливали на поверхню й, охолоджуючись, застигали. Спочатку утворився суцільний шар базальту. Потім на його поверхню почали спливати велетенські «острови» граніту, з яких сформувалися материки та великі острови. Найбільше відомостей про будову земної кори дав сейсмічний метод.

У 1909 році сербський вчений Андрій Мохорович, вивчаючи землетрус в Загребі, виявив шар, що відокремлює земну кору від мантії.

Згодом чотирнадцять років потому австрійський учений В. Конрад виділив всередині земної кори ще один кордон. Вище за неї швидкість поширення сейсмічних хвиль дорівнювала швидкості таких коливань у граніті, а нижче – у базальтах. Цей шар або поверхню назвали «поверхнею Конрада». І вчені домовилися вважати, що під осадовим, порівняно пухким, шаром на глибині 20-25 кілометрів лежать спочатку граніти, а за ними, ще глибше, – базальти. На самій – то справі, звичайно, в «гранітному шарі» знаходяться зовсім не знайомі нам всім граніти, а безліч самих різних порід, спресованих до щільності граніту. Точно так само, як і «базальтовий шар» теж не складається з одного лише базальту. Таким тришаровим видається сьогодні материкова або континентальна кора. І зовсім інакше виявилася влаштована земна кора, що вистилає океанічне дно. Опадів значно менше, ніж на суші. І кудись пропав гранітний шар. Чому? Про це до цих пір йдуть гарячі суперечки серед вчених. [1]

Слід відмітити, земна кора являється верхнім твердим шаром нашої планети. Порівняно з ядром і мантією, вона дуже тонка. Товща (потужність) земної кори найбільша під горами – 70 км, під рівнинами вона становить 35–40 км, а під океанами – лише 5–10 км. Земну кору часто порівнюють зі шкіркою яблука на противагу усій його м’якоті. Проте, це та земна твердь, що є для людей основою світу. Саме на цій тонкій земній корі збудовано міста, по ній ходять люди, течуть річки, в зниженнях лежать моря і океани, з неї видобувають корисні копалини.

Зазирнути в глиб земної кори допомагають шахти і свердловини, що створюються для видобування корисних копалин. Люди давно помітили, що в шахтах із збільшенням глибини температура підвищується. Наприклад, на глибині 1000 м шахтарі працюють в умовах спеки (близько +30 0С). Тепло земній корі передається від мантії. З науковою метою геологи бурять надглибокі свердловини. Найглибша з них (до 15 км) пробурена в Росії на Кольському півострові. Із таких вузьких отворів дістають зразки речовини і ретельно її досліджують.

Найкраще будова земної кори відома в поверхневій частині на суходолі. Її видно у відслоненнях на схилах гір, крутих берегах річок, кар’єрах. На поверхневий шар земної кори впливає сонячне проміння. Влітку він прогрівається, восени охолоджується, взимку промерзає, а навесні розтає і поступово знову нагрівається. Проте, вже на глибині 20-30 м, незалежно від пір року, температура цілий рік утримується однакова. А далі з глибиною вона починає підвищуватися.

Земна кора разом з верхньою мантією утворюють оболонку – літосферу. Вона є єдиним твердим (“кам’яним”) шаром, який ніби плаває в пластичній астеносфері. Товщина літосфери різна: під океанами – близько 50 км, на материках – до 200 км.[2]

Земна кора має товщину на континентах 40-80км і під океанами 5-10км і становить 1% від маси Землі. У складі земної кори переважають 8 елементів: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg. Найбільший вміст кремнію і алюмінію. Породи, які утворюють земну кору Е.Зюсс назвав “сіль” (Sial). Від мантії земна кора відділена поверхнею Мохоровичича (за прізвищем вченого, який її встановив)[3].

Найбільшу товщину земна кора має в гірських районах (під Гімалаями 75км), середню в районах платформ (30-40км), найменшу в центральних районах океанів (5-7км).

Кількісні співвідношення різних типів гірських порід у складі кори визначають характер будови самої кори і будови її поверхні. Земна кора відрізняється під материками та океанами за складом та потужністю. Розрізняють материкову та океанічну земну кору, що різняться за складом, будовою, потужністю й іншими характеристиками. Потужність континентальної кори в залежності від тектонічних умов становить від 25-45 км (на платформах) до 60-80 км (в областях гороутворення).

Величина потужності кори знаходиться в прямій залежності від будови рельєфу континентів. Під рівнинами вона близька до середньої. Максимальна потужність характерна для молодих гірських областей, таких як Гімалаї та Анди, де вона досягає 70-75 км, а мінімальна (20-35 км) встановлена під континентальними западинами типу Угорської і під рифтовими зонами, прикладом яких може бути озеро Байкал. Континентальна кора характерна також і для підводних окраїн материків. В області шельфу її потужність складає 20-25 км при поступовому зменшенні в сторону континентального схилу, де вона на глибині близько 2,0-2,5 км виклинюється.

Континентальна кора складається з трьох шарів (з верху до низу): осадового, гранітного та базальтового. Верхній, осадовий шар представлений осадовими гірськими породами. Його потужність змінюється від 0 до 5-10 км в межах рівнин, і зростає до 15-20 км в гірських областях. Середня потужність на всіх континентах складає 3 км. Швидкість проходження поздовжніх сейсмічних хвиль в породах даного шару знаходиться в межах 3-5 км/с.

“Гранітний” шар на 50% складений гранітами та на 40% метаморфічними породами низьких і середніх ступенів метаморфізму (переважно гнейсами і сланцями). Близько 10% його об’єму займають інтрузивні породи основного складу.

Враховуючи це, краще його називати граніто-гнейсовим або граніто-метаморфічним. Середній хімічний склад порід даного змінюється від 10 до 25 км, залежно від загальної потужності земної кори. Під рівнинними областями вона приблизно складає 15-20 км, а в гірських районах – 20-25км. Швидкість поширення сейсмічних поздовжніх хвиль в породах шару змінюється з глибиною від 5,5 до 6,4 км/с.

“Базальтовий” шар складений інтрузивними породами основного складу (базитами), а також метаморфічними утвореннями високих ступенів метаморфізму (гранулітами) в зв’язку з чим його іноді називають грануліто-базитовим. Існує припущення, що в його будові беруть участь еклогіти, а також вкорінені ультраосновні породи типу піроксенітів і перидотитів.

Потужність даного шару змінюється від 10-15 до 20 км під рівнинами і від 25 до 35 км – в районах гірських споруд. Швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль в його межах складає 6,6-7,2 (7,4) км/с. Базальтовий шар, утворений основними магматичними породами (базальт, габбро, олівін). Граніто-метаморфічний (“гранітний”) і грануліто-базитовий (“базальтовий”) шари розділені так званою сейсмічною границею Конрада, яка характеризується стрибкоподібним зростанням поздовжніх сейсмічних хвиль від 6,0 до 6,5 км/с. Довгий час вважалось, що ця межа розділяє “гранітний” і “базальтовий” шари континентальної кори в межах всіх континентів. Проте, детальне вивчення будови кори впродовж останніх десятиліть методами глибинного сейсмічного зондування показало, що границя Конрада фіксується лише на окремих ділянках земної кори. Зараз значною популярністю у дослідників користується чотирьохшарова модель будови земної кори .[4]

Основними межами консолідованої кристалічної кори є її поверхня, тобто границя між осадовим та граніто-гнейсовим шарами (Ко) і границя Мохоровичича, для якої характерні високі межові швидкості поширення сейсмічних хвиль (7,8-8,3 км/с). Всередині консолідованої кори чітко фіксується три, відмінних за швидкостями проходження хвиль, поверхи, розділених межами К1 і К2. Перша межа (К1) проходить на глибині 10-15 км.

Швидкість поширення поздовжніх хвиль в шарі, що розташований над нею коливається в діапазоні 5,9-6,3 км/с, а в шарі, який її підстеляє – 6,4-6,5 км/с. Межа між проміжним і власне грануліто-базитовим шарами (К2) виражена більш чітко завдяки вужчому діапазону швидкості поширення сейсмічних хвиль, який становить 6,8-7,0 км/с. Двом верхнім поверхам властиве розшарування речовини. Перший від поверхні поверх, власне граніто-гнейсовий, характеризується шарувато-блоковою структурою. Проміжному поверху, який мало відрізняється від верхнього величинами поширення сейсмічних хвиль, притаманне субгоризонтальне розшарування кори. Це підкреслюється наявністю прошарків (пластин) з пониженими швидкостями сейсмічних хвиль (біля 6 км/с), а також аномальних за щільністю тіл і зон з підвищеною електропровідністю. Така неоднорідність проміжного шару за фізичними властивостями дає можливість говорити про нього як про послаблений шар, по якому можливі горизонтальні рухи речовини. Вважається, що верхній шар консолідованої частини кори (граніто-гнейсовий), складений кислими породами, середній, або проміжний – породами середнього складу, а нижній (грануліто-базитовий) – основними. Їх кількісні співвідношення в об’ємі консолідованої континентальної кори В.Ю.Хаїн виражає у вигляді співвідношення між базальтами, андезитами і ріолітами як 6:3:1, тобто порід основного складу найбільше, середніх вдвічі менше, а кислих втричі менше від середніх.

Океанічна кора, як і континентальна, також характеризується трьохшаровою будовою, проте вона різко відрізняється від континентального типу як за загальною потужністю, так і за складом. Перша суттєва відмінність полягає у тому, що в розрізі океанічної кори відсутній граніто гнейсовий шар, а її потужність змінюється від 5 до 12 км, складаючи в середньому 6-7 км проти 33-40 км континентальної кори.

Перший зверху – це осадовий шар, який складений різноманітними осадками, що знаходяться в пухкому розсипчастому стані. Його потужність змінюється від декількох сот метрів до 1 км. Швидкість поширення сейсмічних хвиль в цих породах становить 2,0-2,5 км/с. Осадовий шар, утворений осадовими породами (пісок, глина, гіпс, кам’яна сіль, фосфорити, доломіти, вугілля, нафта, торф).

Другий, середній шар, згідно з даними буріння, складений базальтовими лавами з прошарками карбонатних та кременистих порід. Його потужність змінюється від 1,0 до 3,0 км, а швидкість проходження хвиль – від 3,5 до 4,5 км/с.

Третій, нижній шар за своїми фізичними властивостями належить до високошвидкісного. Швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль в його межах становить 6,3-6,5 км/с, а в окремих випадках вона може зростати до 7,0-7,4 км/с. Вважається, що він складений основними (габро) та ультраосновними (піроксеніти) породами, а також ортоамфіболітами. Потужність даного шару, за сейсмічнимиданими, змінюється від 3,5 до 5,0 км.[5]

Субконтинентальний тип земної кори за будовою аналогічний континентальному. Його виділення було продиктоване нечітким проявленням у межах континентів границі Конрада. Цей тип кори пов’язують з острівними дугами (Курильська, Алеутська та інші) і окраїнами материків. Згідно з результатами проведення глибинного сейсмічного зондування в межах Курильських островів, верхній шар субконтинентальної кори складений осадово-вулканогенними відкладами. Його потужність змінюється від 0,5 до 5 км. Нижче знаходиться другий – острівнодужний граніто-гнейсовий (граніто-метаморфічний) шар, потужність якого змінюється від 5 до 10 км. Швидкість поширення сейсмічних хвиль в його межах становить 5,7-6,3 км/с.

Третій, грануліто-базитовий, або базальтовий шар з швидкістю сейсмічних хвиль 6,8-7,4 км/с, залягає на глибинах 8- 15 км і характеризується зміною потужності від 10 до 15 км.

Субокеанічний тип земної кори за складом він схожий на океанічний, але відрізняється від останнього потужнішим осадовим шаром (до 10 і більше км), який залягає на високошвидкісному (габро-піроксенітовому) шарі, тобто тут відсутній океанічний шар для якого, як зазначалося вище, характерна асоціація базальтових лав і осадових порід. Сумарна потужність земної кори субокеанічного типу становить 10-20 км. Місцями вона досягає 25-30 км за рахунок збільшення потужності осадового шару.[6]

Своєрідна будова земної кори спостерігається в центральних рифтових зонах серединно-океанічних хребтів, таких як Серединно-Атлантичний, Тихоокеанський та інші. Тут під другим океанічним шаром залягають утворення, які характеризуються швидкостями проходження сейсмічних хвиль 7,4-7,8 км/с. Вважається, що це своєрідні виступи аномально розігрітої мантії або суміш корового та мантійного матеріалу.

Територія України знаходиться в межах поширення кори континентального типу. При цьому спостерігається чітка закономірність між потужністю кори, глибиною залягання її консолідованої частини (фундаменту), тобто граніто-гнейсового і грануліто-базитового шарів, і будовою рельєфу території. Так, у Карпатському регіоні потужність кори змінюється від 45 до 55 км, досягаючи максимальних значень під високогірними хребтами. В межах Волино-Подільської височини вона зменшується до 40-45 км. Під Українським щитом, який займає територію Придніпровської та Приазовської височин, потужність кори знову зростає до 45-50 км, а в районі Канева вона досягає 52 км, що спричинено зануренням у цьому регіоні поверхні Мохоровичича на глибину більше ніж 55 км. В центральній частині Придніпровської низовини, де розташована Дніпровсько- Донецька западина, потужність кори зменшується до 35 – 40 км, а під Донецьким кряжем вона дещо зростає до 40 – 45 км. На півдні України під Причорноморською низовиною її потужність знаходиться в межах 25-35 км. В акваторії Чорного моря спостерігається зменшення потужності кори зі сходу на захід від 25-30 до 15-20 км.

В розрізі земної кори на території України, окрім верхнього осадового шару, виділяється ще п’ять шарів, які відрізняються за складом порід, швидкостями поширення сейсмічних хвиль і складають консолідовану частину кори.

Перший зверху шар складений в основному метаморфізованими осадовими породами швидкості поширення в яких сейсмічних хвиль коливаються в межах від 6,0 до 6,2 км/с. В будові шару основна роль належить парасланцям і парагнейсам.

Другий шар представляють метаморфізовані вулканогенно- осадові відклади, серед яких переважають ортогнейси та ортосланці кислого і середнього складу (дацити, андезити і ріоліти). Швидкість поширення сейсмічних хвиль в породах цього шару становить 6,2-6,4 км/с.

Третій шар складений високометаморфізованими осадово- вулканогенними породами зі швидкістю поширення сейсмічних хвиль 6,4-6,6 км/с. Це здебільшого парагнейси і параамфіболіти з підпорядкованою кількістю ортопорід.

Для четвертого шару характерні швидкості поширення сейсмічних хвиль від 6,6 до 6,8 км/с. у його складі присутні породи гранулітової і еклогітової фацій метаморфізму.

П’ятий шар відрізняється від попередніх основним складом порід, які його складають, і різким зростанням швидкостей поширення сейсмічних хвиль від 6,8 до 7,4 км/с, що відповідає швидкостям у “базальтовому” (грануліто-бозитовому) шарі. Звертає увагу на себе те, що між четвертим та п’ятим шарами зростання швидкостей поширення сейсмічних хвиль відбувається поступово, тобто так звана межа Конрада під територією України виражена не чітко, а четвертий шар можна вважати за перехідний між “базальтовим” (грануліто-базитовим) і “гранітним” (граніто- гнейсовим), який об’єднує третій, другий і перший.

В акваторії Чорного моря, яке належить до внутрішньоконтинентальних улоговинних морів, кора характеризується рисами кори субокеанічного типу. Тут відсутній “гранітний” шар і кора представлена осадовим та“базальтовим” шарами.[7]

Загалом, земна кора – тонка верхня оболонка Землі, одна зі структурних оболонок планети, як ядро, мантія. Земна кора є твердим утворенням товщиною 5 — 40 км, що становить 0,1 —0,5% радіуса Землі. Від мантії Землі відокремлена поверхнею Мохоровичича. Фактично земна кора ніби плаває на поверхні магми, і тому на планеті спостерігаються її деформації та рухи.