Список використаних джерел. Рельєф дна світового океану, як і суходолу, дуже різноманітний

Вступ

Рельєф дна світового океану, як і суходолу, дуже різноманітний. Основні його частини такі: шельф - прибережні частини материків з глибинами від 0 до 200 м, материковий схил - це поверхня дна від 200 до 2 500 м, що різко обривається і переходить в ложе Світового океану - глибинна частина дна, тут відокремлюють підводні хребти й глибоководні рівнини. Такі підводні гори на межі літосферних плит називають серединно-океанічними хребтами, ці хребти досягають висоти 2 000 м. Якщо вершини підводних хребтів виходять на поверхню води, вони утворюють окремі острови або їх групи. Трапляються на ложі Світового океану й підводні вулкани з плоскими вершинами, а також глибоководні жолоби - довгі, вузькі зниження дна з найбільшими глибинами.

Рельєф дна визначає значний вплив на процеси, що відбуваються в глибинах вод Світового океану. Незважаючи на успіхи, досягнуті останнім часом, дно океанів досліджено ще явно недостатньо, а головне, вкрай нерівномірно. Місцями на величезних просторах південної півкулі немає жодного проміру. Однак наявних даних достатньо для визначення загальних закономірностей будови дна, характеру рельєфу дна океанів та морів. По цим матеріалам створено велику кількість карт самого різного виду та призначення.

Об’єктом дослідження курсової роботи є рельєф дна Світового океану, предметом - особливості будови та рельєфоутворення головних складових частин дна Світового океану.

Завданнями курсової роботи є:

- поглиблене вивчення теоретичного матеріалу;

- визначення складових рельєфу;

- вивчення рельєфоутворюючих процесів.

 

1. Рельєф підводних окраїн материків

Підводна окраїна материка - периферійна частина материка, пере­крита водами океану, що за геологічною будовою і рельєфом являє собою продовження прилеглої частини суходолу.

Підводна окраїна материка займає площу, рівну 73,6 млн. км², що складає близько 20% всієї площі дна Світового океану. Складена вона континентальною корою, але «гранітний» шар у порівнянні з платформами тут значно менший [1].

За особливостями рельєфу виділяють шельф, материковий схил і материкове підніжжя [рис. 1.1].

Рис. 1. 1. Схема будови дна світового океану

Шельф

Шельф - материкова мілина, вирівняна частина підводної околиці материка, що примикає до суходолу та характеризується спільною з ним геологічною будовою [рис. 1.2.].

Межі шельфу - берег моря або океану і «брівка» (різкий перегин поверхні морського дна - перехід до материкового схилу). Глибина над бровкою звичайно 100–200 метрів [2, 3].

Шельф як історико - геологічна категорія існував у всі геологічні періоди, в деякі з них різко розростаючись (Юрський та Крейдовий періоди Мезозойської ери), в інші займаючи невеликі площі (Пермський та Девонський періоди). Сучасна геологічна епоха характеризується помірним розвитком шельфу.

З огляду на те, що шельф є підводною околицею материка, в його межах розвинута земна кора материкового типу. Існують спільні риси між геоморфологічними особливостями прибережного суходолу та шельфу.

Широко розповсюджені на шельфі різноманітні реліктові форми рельєфу та відкладення, а також чисельні сліди давніх берегових ліній, що вказує на виникнення шельфу в основному в результаті затоплення околиць континентів при підйомі рівня Світового океану в міжльодовиковий час і в наслідок новітніх тектонічних занурень земної поверхні. В меншій мірі розповсюджені шельфи, утворені при відступі берега під дією абразії або при підводному накопиченні потужних товщ опадів біля краю континенту [1, 2].

Загальна площа сучасного шельфу - близько 32 млн км². Найбільші за площею шельфи розташовані біля північної околиці Євразії, де їхня ширина досягає 1.5 тис. кілометрів, а також у Беринговому морі, Гудзоновій затоці, Південно - Китайському морі, біля північного узбережжя Австралії.

Рис. 1.2. Фотографія шельфу

Материковий схил

Материковий схил один з основних елементів підводної околиці материків. Розташований між шельфом і материковим підніжжям.

Характеризується крутішими ухилами поверхні в порівнянні з шельфом і ложем океану (в середньому біля 15 - 20°, може бути до 40°) і значною розчленованістю рельєфу.

Типові форми розчленовування - рівні, паралельні бровці, а також поперечні улоговини, так звані підводні каньйони, що зазвичай беруть початок ще на шельфі і що простягуються вище схилу або материкового підніжжя. Сейсмічними дослідженнями, драгуванням і глибоководним бурінням встановлено, що по геологічній будові материковий схил є безпосереднім продовженням структур, розвинених на прилеглих ділянках материків. Завдяки крутості поверхні процеси, що протікають у верхній частині материкового схилу, приводять до переміщення великих мас осадового матеріалу у вигляді підводних зсувів і мутних потоків. Для нижньої частини материкового схилу характерні акумулятивні процеси [3, 4].

Типи відкладень на материковому схилі - теригенні осідання зазвичай алевритового складу, в теплих морях - карбонатний біогенний мулл, в приантарктичній зоні Світового океану - айсбергові відкладення і діатомовий мул.

1.3. Материкове підніжжя

Материкове підніжжя - зовнішня частина підводної окраїни материка. Акумулятивна, полого - хвиляста нахилена рівнина, яка прилягає до основи материкового схилу.

У структурному відношенні - глибокий прогин на стику материкової та океанічної кори, заповнений товщею пухких відкладів. Континентальне підніжжя поступово занурюється від континентального схилу до океану з глибини 2,5 - 3 км до 5 - 5,5 км. Ширина материкового підніжжя 200 - 300 км. Потужність осадів дорівнює 2 - 5 км і більше.

У формуванні відкладів материкового підніжжя провідну роль відігравали каньйони материкового схилу. Саме їх конуси виносу значною мірою утворюють його поверхню [1, 5].

Під товщею осадів на материковому підніжжі все ще знаходиться континентальна земна кора, яка виклинюється в бік океану. Саме тому материкове підніжжя, разом з шельфом і материковим схилом, вважається одним з трьох основних елементів підводної окраїни материка.

 

2. Рельєф перехідної зони

Перехідна зона займає площу біля 32 млн. км² (близько 9% всієї площі дна). Найбільш яскраво вона виражена на окраїнах Тихого океану. У західній частині Альпійсько - Гімалайського поясу горотворення розташовується ще одна перехідна зона - Середземноморська. Вона є реліктовою, оскільки була закладена ще під час існування океану Тетіс.

В одних випадках перехідна зона являє собою порівняно вузький і крутий материковий схил, який стає пологіший в нижній частині за рахунок накопичення осадів. В інших випадках - це поєднання височин і плоскодонних западин типу горстів і грабенів. Типово ж перехідна зона являє собою поєднання трьох основних елементів:

1) западин окраїнних морів;

2) острівні дуги;

3) глибоководні жолоби [1, 2].

2.1. Западини окраїнних морів

Западини окраїнних морів розташовуються між материком і острівними дугами. Вони, як правило, глибокі з плоским або хвилястим дном на якому піднімається велика кількість гір, горбів та височин [2].

Максимальні глибини окраїнних морів коливаються від 2 - 3 до 4- 5 км. У будові земної кори окраїнних морів гранітний шар відсутній, а її потужність може досягати 20 - 25 км.

Це значно більше за показник потужності типової океанічної кори, яка починається за зовнішньою острівною дугою, і пов’язане з великими об’ємами уламкового матеріалу, що надходить з материка. Гірські споруди, що піднімаються в деяких окраїнних морях, складені континентальною корою.

 

 

2.2 Острівні дуги

Острівні дуги виражені в рельєфі гористими архіпелагами. Вони мають в плані характерну форму гірлянд. Основою острівних дуг є підводні хребти шириною від 40-50 до 200-400 км, протяжністю до 1000 км і більше. Висоти гірських вершин деяких острівних дуг досягають 4.5 км [1].

Для острівних дуг характерний інтенсивний вулканізм та землетруси руйнівної сили. Дугоподібний вигин ланцюга островів пояснюється перетином нахиленої поверхні розломів зі сферичною поверхнею Землі.

Яскравими прикладами острівних дуг є Курильські острови і Зондська острівна дуга [рис. 2.1, 2.2].

Рис. 2.1. Курильські острови

Рис. 2.2. Зондська острівна дуга (вид з космосу)

2.3. Глибоководні жолоби

Глибоководні жолоби – це сильно витягнуті заглиблення з вузьким, майже плоским дном. Розміщуються на межі перехідної зони і ложа океану та відокремлені від улоговин окраїнних морів острівними дугами [1, 2].

Поперечний профіль глибоководних жолобів близький до V - подібного, але схили, асиметричні, причому схил з боку континенту вищий і крутіший за протилежний [рис. 2.3].

Та обставина, що схили глибоководних жолобів мають різну будову, на одному схилі кора материкова, а на іншому океанічна, дає підстави розглядати їх, як структурну межу між материком і океаном.

З боку океану глибоководні жолоби супроводжуються крайовими валами висотою до 500 м ускладнені лінійними вулканічними хребтами і численними підводними горами. Більшість з них має вулканічне походження і виникло внаслідок підводних вивержень.

Жолоби виявлені і серед океанів, вони не пов’язані з острівними дугами, менш глибокі, прямолінійні, з симетричними схилами і широким плоским дном. Такі жолоби мають інше походження і являють собою океанічні розломи [рис. 2.4].

На сьогодні відомо близько 40 глибоководних жолобів різного походження. Глибина 5 з них перевищує 10 тис м: Маріанський (11022 м), Тонга (10882 м), Курило-Камчатський (10542 м), Філіппінський (10407 м), Кермадек (10047 м). Всі вони знаходяться в Тихому океані.

Що стосується найглибшого з них – Маріанського, то вперше його глибину виміряли вчені з радянського науково-дослідницького судна “Вітязь” в 1957 р, щоправда в 1984 р японські вчені переміряли його глибину і за їхніми даними вона становить 10924±10м. Жолоб Тонга є найглибшим у Південній півкулі.

 

 

Останні дослідження океанічних западин виявили, що у западині накопичується біомаса, яка опускається туди з меншої глибини, і що бактерії на дні особливо активно розкладають сполуки вуглецю. Таким чином глибоководні западини відіграють більшу до своїх масштабів роль у регулюванні обсягів двоокису вуглецю, а отже й клімату.

Рис.2.3. Схема рельєфу дна Світового океану з чітко вираженим глибоводним жолобом

Рис. 2.4. Розлом між Пн. Американською та Євразійською плитою в Атлантичному океані в районі о. Ісландія

3. Рельєф ложа океану

Ложе океану займає величезний простір - понад 200 млн. км² (50% площі дна). У кожному океані ложе знаходиться між серединними хребтами з одного боку та перехідною зоною материка з іншої. На базальтовому шарі лежить шар вулканічних порід з дуже нерівною поверхнею покритий осадовими породами[рис. 3.1].

Рельєф ложа характеризується поєднанням окремих гігантських улоговин і піднять які їх розділяють. Океанічні улоговини мають власні назви. У Тихому океані це Філіппінська, Тасманова та Панамська, Їх значна глибина вказує на переважання від'ємних вертикальних рухів на цих ділянках Землі [2].

Дно улоговин характеризується майже повсюдним поширенням невеликих підводних підвищень - абісальних горбів.

Рис. 3.1. Проекція рельєфу дна Тихого океану

3.1. Улоговини та підняття

Улоговина - зниження на земній поверхні замкнуте майже з усіх сторін. Дно улоговин характеризується майже повсюдним поширенням невеликих підводних підвищень - абісальних горбів. Схематичне зображення улоговини в розрізі [рис. 3.2] [2, 3].

Абісальний горб - вважають, що це лаколіти або щитові вулкани під товщею донних відкладів. Їх виникнення пов’язують з вулканічними процесами [рис. 3.3].

Рис. 3.2. 3D макет улоговини

Рис. 3.3. Абісальний горб

Над дном улоговин височать підводні гори. Вони як і абісальні горби мають переважно вулканічне походження. Іноді їх вершини виступають над рівнем моря і утворюють вулканічні острови. Лінійно орієнтовані скупчення підводних гір прийнято називати океанічними хребтами (не плутати з серединно-океанічними хребтами) [рис. 3.4].

Рис. 3.4. Підводні гори

Крім хребтів, у межах ложа океану зустрічаються конусоподібні гори з широкими, плоскими вершинами - гайоти. Це згаслі вулкани зі зруйнованими абразією вершинами [рис. 3.5] [2].

Рис. 3.5. Гайоти в Тихому океані

3.2 Серединно – океанічні хребти

Серединно - океанічні хребти простежуються у вигляді планетарної системи пов'язаних між собою гірських споруд на дні всіх океанів. Загальна протяжність - понад 60 тис. км. Відносна висота - 2-3 тис. м, ширина - 250-450 км. Характерна риса рельєфу - рифтова долина яку обрамляють рифтові хребти, поперечні розломи, а також великі вулканічні масиви [рис. 3.6].

Хребти мають земну кору рифтогенного типу, яка відрізняється підвищеною щільністю порівняно з океанічною. Кожен хребет складається з осьової частини і двох схилів. В осьовій частині розташована рифтова долина - западина (грабен) з крутими стінками. Фланги хребтів являють собою широкі складно-розчленовані плато з невеликим нахилом від осьової частини

Рифтова долина - западина з крутими стінками, приурочена до розломів розтягування, що йдуть уздовж осі хребтів.

Рис. 3.6. Утворення серединно - океанічного хребта

Вся система серединно – океанічних хребтів розбита численними поперечними, так званими, трансформними розломами на безліч «відрізків». Ці «відрізки» зміщуються один відносно одного вздовж розломів, надаючи обрисам хребтів вигляду ламаної лінії [7].

Яскравим прикладом серединно – океанічного хребта є хребет в Атлантичному океані [рис. 3.7].

Рис. 3.7. Проекція рельєфу дна Атлантичного океану

Серединно-океанічним хребтам властива висока сейсмічність, тектонічна активність, інтенсивний вулканізм і підвищені потоки тепла з надр Землі. Підводну систему рифтів можна розглядати як новоутворення на дні океанів, пов'язані з підняттям магми з верхньої мантії [2, 7].

 

4. Рельєфоутворюючі процеси на дні Світового океану

Рельєф дна океану формується так як і рельєф суходолу в результаті взаємодії ендогенних та екзогенних процесів, але останні поступаються за своєю інтенсивністю екзогенним процесам на суходолі [2].

 

4.1. Ендогенні

Ендогенні процеси проявляються на дні океану так як і на суходолі у вигляді утворення розломів, розколів, тріщин, але мережа їх тут значно густіша.

4.1.1. Вулканізм

Вулканізм на дні океану поширений значно ширше ніж на суходолі, але вилив магми відбувається не тільки по лініях розломів, а одразу на великій площі. Особливістю океанічного дна є, так зване розростання – постійне оновлення складу порід поверхні дна за рахунок вулканічного матеріалу, що піднімається по розломах рифтових долин на поверхню [рис 4.1].

Рис. 4.1. Діючий підводний вулкан

 

Іноді в результаті підводних вивержень утворюються острови, наприклад, о. Сюртсей в Ісландії та о. Богослов у Беринговому морі. Підводний вулканізм найрозвиненіший у острівних дугах і на ложі океану.

Загальна кількість підводних вулканів сягає декількох тисяч, їх висота - від 0,5 до 5 км, форми - округлі й овальні, лава має характерну подушкоподібну форму.

Рифт

Рифт - велика лінійна тектонічна структура земної кори протяжністю від сотень до тисяч кілометрів а шириною в десятки кілометрів.

Утворюються рифти при горизонтальному розтягуванні земної кори, а в їх ложах нерідко спостерігаються дрібніші грабени та горсти. Виникнення рифту супроводжується сейсмічною активністю і магматизмом.

За характером глибинної будови розрізняють такі головні категорії рифтів - внутрішньоконтинентальні, міжконтинентальні, периконтинентальні і внутрішньоокеанічні. Дуже великі рифти називаються рифтовими поясами, зонами або системами.

Рифти поділяють на дві головні групи:

1) океанічні рифти - розвинені в так званих зонах спрединга - центральних частинах серединно - океанічних хребтів, де відбувається утворення нової океанічної кори. У центральній частині цих рифтів періодично утворюються розломи, через які на дно океану надходить базальтовий розплав.

2) континентальні рифти - при активному вулканізмі відбувається розсування і потоншення континентальної кори і в деяких місцях формується океанічна кора. Розвиток цієї зони може призвести до утворення нового океану. Такі рифти утворюються в результаті підняття до поверхні великих ділянок гарячої мантії - плюмов, які підводять і розтягують кору. Для активних рифтів характерний інтенсивний вулканізм.

Також є древні рифти, які так і не стали океанами. Такі рифти називають авлакогени. Вони поступово заповнюються осадовими породами і представляють собою великі лінійні депресії з потужним осадовим чохлом.

Авлакоген -лінійно витягнута западина підвищеної тектонічної рухливості, яка оточена глибинними розломами, що розтинають фундамент платформи.

Довжина авлакогенів сягає багатьох сотень кілометрів, ширина - десятків кілометрів. Вони часто межують зі складчастими областями. У поверхневій структурі авлакогени можуть бути виражені двояко: або розвиненими над ними синеклізами, або зонами складчастості осадового чохла.

Переродження авлакогенів через рівновеликі прогини в синеклізи представляє собою звичайне явище. Проте далеко не всі авлакогени еволюціонували по шляху перетворення у синеклізи. Інша їх частина піддалася стисненню і перетворилася на складчасті зони різного ступеня складності.

Внутрішня структура авлакогенів також буває різного ступеня складності. У осьовій частині широких авлакогенів нерідко перебувають горстові підняття.

Приклад типового авлакогену – девонський Донецький прогин з потужними накопиченнями кам’яного вугілля.

 

Землетруси

Землетруси приурочені до певних сейсмічних зон, які співпадають з рухомими тектонічними поясами. Вони супроводжуються підняттями та опусканнями деяких ділянок дна і викликають зсування схилів.

У результаті тривалих однозначних вертикальних рухів океанічної кори утворюються просто побудовані форми структурного рельєфу – улоговини та вали [1, 2].

Дослідження, проведені групою вчених з Німеччини та Швейцарії, показали, що відбуваються під товщею океану землетруси сприяють збільшенню планетарної температури.

У результаті підземних поштовхів вивільняється величезна кількість метану, одного з головних парникових газів земної атмосфери, що володіє більш сильним парниковим ефектом, ніж вуглекислий газ [8].

Зазвичай землетруси в океанах викликають великі хвилі що звуться цунамі.

Цунамі - хвилі, довжиною більше 500 м, які утворюються в морі чи в океані зазвичай внаслідок землетрусів. На глибокій воді цунамі поширюється зі швидкістю кількасот кілометрів на годину й зазнає незначних втрат енергії.

Головна відмінність цунамі від інших видів хвиль на воді полягає в тому, що рухається вся товща води, а не лише верхній шар. У морі, на великій глибині цунамі не становлять загрози для судноплавства, їх можна навіть не помітити. Однак біля берега, коли глибина поступово зменшується, цунамі уповільнюється, а висота хвилі зростає, вона перетворюється на рухому стіну води [рис. 4.2.].

Рис. 4.2. Цунамі

4.2. Екзогенні

Всі екзогенні процеси які відбуваються на дні океану, в залежності від діючих сил, можна розділити на чотири групи: гравітаційні, гідрогенні, біогенні і процес акумуляції осадового матеріалу [2].

 

4.2.1. Гравітаційні підводні процеси

Гравітаційні підводні процеси діють, як правило, на шельф. Найбільш поширеними серед них є: кріп, підводні зсуви та мулисті (суспензійні) потоки.

Кріп - повільне сповзання та опливання товщ осадів на відносно пологих схилах. Одним із проявів кріпу є піщані потоки.

Підводні зсуви можуть виникати після невеликих сейсмічних поштовхів або сильних штормів при нахилах поверхні 3°-5°.

Підводні зсуви можуть бути структурними, коли сповзають цілі блоки порід без суттєвих порушень структури всередині блоку, та пластичними – переміщення блоку порід, яке поступово переходить в пластичну течію ґрунту з внутрішньою взаємодією частинок, подібно до лавин або селів на суходолі.

Мулисті (суспензійні) потоки - це швидка течія водогрязевих та грязекам’яних потоків, які починаються на пригирлових ділянках шельфу під час річкових паводків і спрямовуються вниз по підводних каньйонах, що прорізають материковий схил [рис. 4.3].

Рис. 4.3. Схема утворення суспензійного потоку

4.2.2. Гідрогенні підводні процеси

Гідрогенні процеси - рух потужних потоків щільних холодних вод на абісальних глибинах. Головним місцем зародження цих вод є шельф Антарктиди. В північно-західній частині Атлантики основна роль у формуванні донних водних мас належить арктичним водам. Стікаючи по дну на південь, вони утворюють Західну Приполярну донну течію. Ця течія є причиною утворення гігантських донних акумулятивних форм, які за своїми масштабами можна порівняти з великими підняттями дна ендогенного походження.

Генетичні форми і типи рельєфу, створені течіями, є найбільш поширеними геоморфологічними утвореннями на Землі [1].

 

4.2.3. Біогенні підводні процеси

Серед біогенних процесів важливе значення мають різноманітні рифоутворюючі організми, в першу чергу корали. Вони будують потужні споруди коралових островів та рифів. Розрізняють окаймовуючі, бар’єрні та лагунові рифи.

Окаймовуючі рифи утворюються при наявності крутого і глибокого підводного схилу, коли корали можуть розвиватися лише при самому березі. У такому випадку риф ніби нарощує береговий схил, прилягаючи до корінного берега впритул і утворюючи своїм зовнішнім краєм берегову лінію [рис. 4.4].

Рис. 4.4. Окаймовуючі рифи навколо архіпелагу Бісмарка

Бар’єрні рифи являють собою вали, які піднімаються з дна моря і простягаються паралельно до берега, відокремлюючись від нього більш-менш широким каналом чи лагуною [рис. 4.5].

Рис 4.5. Великий бар’єрний риф

Лагунові рифи формуються у мілководних лагунах на деяких підвищеннях поверхні дна, які вкриті суцільними колоніями коралів. Лагунові рифи є типовими для епіконтинентальних морів Індонезії, Південно-Китайського моря та Антильських островів [рис. 4.6].

Рис. 4.6. Лагуновий риф в Тихому океані

4.2.4. Акумуляція осадового матеріалу

Акумуляція осадового матеріалу є важливим рельєфоутворюючим процесом на дні Світового океану. За сучасними підрахунками, щорічно в океан річками виноситься 18,35 млрд. т. твердої і біля 3,2 млрд. т. розчиненої речовини, льодовиками - 1,5 млрд. т., еоловими процесами - 1,6 млрд. т, абразією берегів - 0,5 млрд. т. матеріалу.

Весь матеріал, який утворюється в результаті руйнування гірських порід, головним чином суходолу, називаються теригенними. Крім цієї маси теригенного матеріалу, на дні океану накопичується 1,8 млрд. т. біогенного матеріалу щорічно.

Надходження уламкового матеріалу за рахунок вулканізму оцінюється в 3 млрд. т. за рік. Весь цей матеріал поступово осідає на дно, формуючи підводні акумулятивні рівнини. Осідання відбувається нерівномірно: найменше виражене воно на материковому схилі.

Найбільш інтенсивно накопичення осадів відбувається на материковому підніжжі і в улоговинах окраїнах морів. Тут до загального поступового випадання осадів із завислих речовин додається акумуляція за рахунок гравітаційного сповзання пухких товщ з материкового схилу і суспензійних потоків.

 

Висновки

Рельєф дна Світового океану такий же різноманітній, як і материків, і за складністю не поступається рельєфу материків. Він сформувався внаслідок взаємодії ендогенних та екзогенних процесів. У рельєфі дна виділяють три основних частини: шельф (материкова відмілина), материковий схил та ложе Океану.

На ложі Океану у зв’язку різноманітними рухами літосферних плит сформувалися глибоководні рівнини, підводні гори (найбільш значними є серединно-океанічні хребти) та глибоководні жолоби.

Саме загальне уявлення про характер рельєфу дна Світового океану дає батиграфічна крива, що показує розподіл дна океану по різних ступенях глибини. Однак ступені глибин не відображують у більшості випадків безпосередньо рельєф дна Світового океану.

Завдання по поглибленню теоретичних знань з питання вивчення рельєфу дна Світового океану є майже нездійсненним. Причиною цього є слабкі темпи дослідження особливостей рельєфу і Світового океану в цілому.

Складові рельєфу дна Світового океану такі:

1. Шельф - вирівняна частина підводної околиці материка;

2. Материковий схил - основний елемент підводної околиці материків. Розташований між шельфом і материковим підніжжям;

3. Материкове підніжжя - зовнішня частина підводної окраїни материка;

4. Западини окраїнних морів - глибокі з плоским або хвилястим дном різкі зниження рельєфу;

5. Острівні дуги - лінійно витягнуті архіпелаги скелястих островів;

6. Глибоководні жолоби - сильно витягнуті заглиблення з вузьким, майже плоским дном;

7. Ложе океану - представляє собою все океанічне дно, посеред якого йде серединно - океанічний хребет;

8. Серединно - океанічні хребти - планетарна система пов'язаних між собою гірських споруд на дні всіх океанів.

Рельєфоутворюючі процеси поділяються на ендогенні та екзогенні. До ендогенних процесів належать:

1) Вулканізм;

2) Рифт;

3) Землетруси.

До екзогенних відносяться:

1) Гравітаційні;

2) Гідрогенні;

3) Біогенні;

4) Акумуляція підводного матеріалу.

 

Список використаних джерел

1. Бездухов О.А. Геоморфологія: навчальний посібник для студентів природничо-географічного факультету / О. А. Бездухов, Ю. М. Філоненко. - Ніжин: НДУ ім. М. Гоголя, 2006. - 123 с.

2. Мала гірнича енциклопедія. В 3-х т. / За редакцією В. С. Білецького. — Донецьк: Донбас, 2004. – II том – 670 c.

3. Географічні терміни і поняття. Словник. [Електронний ресурс], режим доступу: http://www.geograf.com.ua/glossary/fiziko-geografichni-termini-i-ponyattya/materikovij-skhil. Назва з екрану.

4. Материковий схил. [Електронний ресурс], режим доступу: http://vseslova.com.ua/word/Материковий_схил. Назва з екрану.

5. Надзвичайне. Блог про надзвичайні і дивовижні події в світі.[Електронний ресурс], режим доступу:http://www.xn--80aafhhjij3ah1i.com.ua/uncategorized/P-dvodn-zemletrusi-p-dvishuyut-temperaturu-Zeml/. Назва з екрану.

6. Павловська Т.С. Геоморфологія: терміни й поняття (коментар): навчальний посібник для студента вищого навчального закладу / Тетяна Сергіївна Павловська; за ред. проф. І.П. Ковальчука. - Луцьк: Волинський національний університет ім. Лесі Українки, 2009. - 284 с.

7. Рельєф дна світового океану. [Електронний ресурс], режим доступу: http://uk.wikipedia.org/wiki/Рельєф_дна_океанів. Назва з екрану.

8. Серединно - океанічні хребти.[Електронний ресурс], режим доступу:http://www.geograf.com.ua/glossary/fiziko-geografichni-termini-i-ponyattya/seredinno-okeanichni-khrebti. Назва з екрану.