Рельєф (від лат. гєієуо - піднімаю) - це сукупність різних за фор мою, розміром, віком і походженням нерівностей земної поверхні. За положенням у просторі ці утворення можуть бути позитивними (випуклими) чи від’ємними (увігнутими). За походженням, охоп ленням території, глибиною розчленування тощо розрізняють морфоструктури і морфоскульптури. Наука про рельєф земної поверхні (в т. ч. і дна океанів), його походження, історію розвитку і геогра фічне поширення називається геоморфологією. Рельєф формується головним чином у результаті тривалого впливу на земну поверхню ендогенних (внутрішніх) та екзогенних (зовнішніх) процесів. У появі великих форм рельєфу - морфоструктур-головна роль належить ендогенним процесам. Морфоскульп тури - це порівняно невеликі форми рельєфу (долина ріки, горб, дюна, балка тощо), у створенні яких головну роль відіграють екзогенні процеси. Рельєф дна океанів створюється переважно тектонічними рухами земної кори, вулканічними процесами і зем летрусами. Рельєф поверхні материків та островів формувався і формується не лише ендогенними, але і екзогенними процеса ми. Останні відбуваються за участі сонячного тепла, вітру, атмо сферних опадів, енергії текучої води. А тому наземний рельєф склад ніший підводного. Всі порівняно дрібні нерівності океанічного дна (горби, тераси, підводні долини і т. п.) мають, зазвичай, релікто вий (залишковий) характер від тих часів, коли ця ділянка була час тиною суші. Рельєф не варто розглядати як механічне поєднання різних гео метричних поверхонь. Йому властивий цілий комплекс ознак і особ ливостей, які прямо чи опосередковано впливають на його харак тер. До найважливіших з них слід віднести особливості геологічної будови даної території, різноманітні процеси, що протікають у її надрах, специфічність процесу вивітрювання цієї поверхні та ін. На Землі є два основних рівні планетарного рельєфу - поверхня материків і ложе Світового океану. На фоні цих рівнів розвива ються рівні другого порядку: на суші - рівнини і гірські країни, на дні океану - океанічне ложе, підводні хребти і глибоководні жоло би (впадини). Крім того, на суші виділяють т. зв. депресії, тобто території, що лежать нижче рівня моря (Прикаспійська низовина з відмітками до 28 м нижче рівня океану; Турфанська котловина з відміткою - 154 м; Мертве море, береги якого лежать на 392 м ниж че рівня океану).
За морфологічними ознаками найпростішим є поділ поверхні суші на гори і рівнини. Рівнини - це мегаформи рельєфу, які ма ють великі площі та незначний перепад висот. Залежно від спря мованості новітніх рухів земної кори та дії екзогенних процесів рівнини поділяють на три типи: денудаційні\ які утворені багато віковими підняттями окремих ділянок; цокольні, які розташовані на місці розвитку платформенного чохла; акумулятивні, які сфор мувалися у результаті вікових опускань літосфери. Як правило, рівнини за походженням складні, але найчастіше їх класифікують за морфологічними та морфометричними ознаками. Усі без винятку рівнини у результаті новітніх рухів земної кори розпались на ок ремі ділянки з такими морфоструктурами: низовинами, височина ми, кряжами, плато. Низовини займають понад 48 млн км2земної поверхні з абсо лютними висотами в межах 0...200 м нижче рівня моря. У гео логічній структурі їм відповідають синеклізи - великі області опус кання. Височини - ділянки суші, що піднімаються над навколишньою місцевістю не вище 500 м. У геологічній структурі відповідають антиклізам, щитам. Плато - це височини, утворені майже горизон тально залягаючими шарами осадових порід із плоскою поверх нею і стрімкими схилами, тобто відрізняються ступенем пересіче ності. Загальна площа височин і плато на земній кулі близько 33 млн км2. Ступені висот понад 500 м являють собою гори. Серед них ви діляють низькі(500... 1000 м н. р. м.), середні(1000...2000 м н. р. м.) і високі, або альпійські (понад 2000 м н. р. м.). Площа гір всіх сту пенів на Землі становить 67 млн км2, з яких близько 40 % припадає на низькі і біля 24 % —на високі гори. Високогірські ділянки земної поверхні здебільшого поділені хребтами, тобто витягнутими в од ному напрямі горами, і гірськими долинами, у загальному склада ючи обширні гірські системи, або гірські країни. За походженням розрізняють тектонічні, вулканічні та ерозійні гори. Такий поділ в певній мірі є умовним, оскільки в утворенні гір, зазвичай, беруть участь всі три чинники з переважанням яко гось одного. Тектонічні гори - це великі та високі гірські масиви складчастої та складчасто-глибової структури. Характерним для них є різкий перепад висот. Річки здебільшого течуть в грабенах або розмива ють долини вздовж розломів. Як правило, тектонічні гори утво рюються на місці геосинклінальної системи.
Пулканічні гори утворені вулканічними конусами, стратовулкаііими, лавовими потоками, туфовими відкладами тощо. Цей тип і ір розвивається переважно на тектонічній основі. Ерозійні гори - це високо підняті платоподібні ділянки земної кори з більш-менш горизонтальним заляганням верств, які сильно і глибоко розчленовані ерозійними долинами. Залежно від характеру тектонічних рухів, їх сили та напрямку формуються гори наступних типів: складчасті, складчасто-по кривні, складчасто-брилові. Складчасті гори (Донецький кряж, гори Керченського півост рова, окремі ділянки Карпат, Юрські гори в Швейцарії) виникнуін внаслідок одного акту горотворення, у процесі якого тектонічні сили діяли в певному напрямку. У таких горах переважають добре помітні закономірно розміщені складки, які де-не-де розірвані ниж німи випуклими верствами гірських порід. Подекуди в таких горах формуються куести - асиметричні гірські пасма, що утворюються внаслідок розмивання нахилених в один бік верств. Здалека з фрон тальної сторони вони нагадують, наприклад у Криму, високі фор течні мури. Складчасто-покривні гори(Карпати, Кавказ, Гімалаї та багато ін.) утворилися внаслідок великого бічного стиснення та розриву складок, окремі блоки яких сильно зім’яті. Часто молодші верстви гірських порід перекриваються давнішими. В Українських Карпа тах верстви порід насунуті й притиснуті одні до одних як скиби землі на зораному полі. У формування гір цього типу свій вклад вносять вулкани. Складчасто-брилові (Памір. Тянь-Шань, Алтай, Скелясті гори та ін.) - найбільш складні за будовою та суворі на вигляд гори. Вони знаходяться у рухомих зонах земної кори, де процес горотво рення у фанерозої повторювався декілька разів. Ці гори мають ба гатоповерхову будову. Для них характерні розривні структури: горсти, грабени, східчасті скиди, зсуви тощо. Часто одна частина хребта різко припіднята над іншою, зміщена відносно сусідніх, ок ремі його частини перевернуті і знову припідняті. Підняті грані тогнейсові в основі блоки довжиною 200.. .300 км утворюють гірські кряжі. Западини (на місці грабенів) місцями заповнені водою (оз. Іссик-Куль, Байкал, Телецьке та ін.) або вони виповнені по тужними верствами осадових порід. Ці відклади зім’яті у складки і сильно метаморфізовані, пересічені гранітними інтрузіями. Поступово впродовж сотень мільйонів років під дією вивітрю вання, ерозії найвищі гори можуть перетворитись у рівнину.
Океанічне дно за глибиною можна розбити на ряд ступенів. Най нижчим ступенем є материкова мілина {шельф) - узбережне оке анічне мілководдя, обмежене з одного боку материковою лінією, а з іншого- - помітним перегином материкового схилу дна океану до глибин 200 м, в окремих місцях - до 550.. .600 м. Шельф займає 8 % загальної площі морського дна. Нижче йде материковий схил (гли бина до 2500 м), який займає приблизно 15 % площі дна Світового океану. Між глибинами 2500...6000 м знаходиться ложе океану{цно океану), яке займає 76 % площі океанічного дна. В ньому виділя ють два ступені: власне океанічне ложе і серединно-океанічні хреб ти. Області ложа океану з глибиною понад 6000 м називають гли боководними западинами, або абісальними жолобами, на які при падає приблизно 1 % поверхні дна Світового океану. Серед основних елементів підводного рельєфу океанічного дна особливо цікаві серединно-океанічні хребти. Це пояси сучасного гороутворення. На відміну від геосинкліналей гори тут вироста ють не на стику материків і океанів, а зазвичай у межах поширення океанічної кори. Серединно-океанічні хребти - величезні підвищен ня літосфери до 3,5...4,0 км заввишки і 800...3500 км завширшки у центральних частинах всіх океанів. Характерна риса цих хребтів наявність у кожному з них глибокої рифтовоїущелини до 1 км зав глибшки, яка розташована в осьовій лінії хребтів. Системи жолобів і гряд, які тягнуться паралельно центральному хребту, отримали назву рифтових зон. У поперечному напрямі хребти перерізають глибокі розриви, в т. ч. так звані трансформні розломи, по яких окремі частини або блоки гір нерідко взаємно зміщені на сотні кіло метрів. Рифтові зони характеризуються високою сейсмічністю і вулка нічною активністю. Сейсмічність пов’язують з виходом на по верхню по рифтових розломах мантійної речовини. Оскільки цей процес триває безперервно, відбувається спрединг (розсування) океанічного дна від серединно-океанічних хребтів у сторони глибоководних жолобів континентів. Дуже популярна нині теорія спредингу океанічного дна під кріплена цілим рядом фактів. Основні з них такі. Серединно-оке анічні хребти майже не мають осадових відкладів, тобто, вони дуже молоді за віком. Позитивні аномалії сили тяжіння над підводними хребтами свідчать про наявність під ними важких порід. Осьовий рифт обмежений парними системами магнітних аномалій з різною полярністю. Безперервно над рифтовими розломами спостерігаєть ся підвищений тепловий потік, зумовлений виходом тут на поверх ню мантійної речовини.
Ви переглядаєте статтю (реферат): «Планетарний рельєф материків і дна океанів» з дисципліни «Геофізична екологія»
