Склад океанічної земної кори

Земна кора в науковому розумінні являє собою саму верхню і тверду геологічну частина оболонки нашої планети.

Наукові дослідження дозволяють вивчити її досконало. Цьому сприяють багаторазові буріння свердловин як на континентах, так і на океанському дні. Будова землі і земної кори на різних ділянках планети відрізняються і і за складом, і за характеристиками. Верхньою межею земної кори є видимий рельєф, а нижній — зона поділу двох середовищ, яка також відома як поверхня Мохоровичича. Часто її називають просто «кордон М». Це найменування вона отримала завдяки хорватському сейсмологів Мохоровічича А. Він довгі роки спостерігав за швидкістю сейсмічних рухів в залежності від рівня глибини. У 1909 році він встановив наявність різниці між земною корою і розпеченій мантією Землі. Кордон М пролягає на тому рівні, де швидкість сейсмічних хвиль підвищується з 7.4 до 8.0 км / с.

Хімічний склад Землі

Вивчаючи оболонки нашої планети, вчені робили цікаві і навіть приголомшливі висновки. Особливості будови земної кори роблять її схожою з такими ж ділянками на Марсі і Венері. Більш ніж 90% складових елементів її представлені киснем, кремнієм, залізом, алюмінієм, кальцієм, калієм, магнієм, натрієм. Поєднуючись між собою в різних комбінаціях, вони утворюють однорідні фізичні тіла — мінерали. Вони можуть увійти до складу гірських порід у різних концентраціях. Будова земної кори вельми неоднорідне. Так, гірські породи в узагальненому вигляді являють собою агрегати більш-менш постійного хімічного складу. Це самостійні геологічні тіла. Під ними розуміється чітко окреслена область земної кори, що має в своїх межах однакове походження, вік.

Гірські породи за групами

1. Магматичні. Назва говорить сама за себе. Вони виникають через остигнула магми, яка витікає з жерла древніх вулканів. Будова цих порід безпосередньо залежить від швидкості застигання лави. Чим вона більша, тим менше кристали речовини. Граніт, наприклад, сформувався в товщі земної кори, а базальт з’явився в результаті поступового виливу магми на її поверхню. Різноманіття таких порід досить велике. Розглядаючи будову земної кори, ми бачимо, що вона складається з магматичних мінералів на 60%.

2. Осадові. Це породи, які стали результатом поступового відкладення на суші і дні океану уламків тих чи інших мінералів. Це можуть бути як пухкі компоненти (пісок, галька), зцементовані (піщаник), залишки мікроорганізмів (кам’яне вугілля, вапняк), продукти хімічних реакцій (калійна сіль). Вони складають до 75% всієї земної кори на материках.
За фізіологічною способом утворення осадові породи поділяються на:

• Уламкові. Це залишки різних гірських порід. Вони руйнувалися під впливом природних факторів (землетрус, тайфун, цунамі). До них можна віднести пісок, гальку, гравій, щебінь, глину.
• Хімічні. Вони поступово утворюються з водних розчинів тих чи інших мінеральних речовин (солі).
• Органічні або біогенні. Складаються з останків тварин або рослин. Це горючі сланці, газ, нафта, вугілля, вапняк, фосфорити, крейда.

3. Метаморфічні породи. У них можуть перетворюватися інші компоненти. Це відбувається під впливом мінливих температури, великого тиску, розчинів або газів. Наприклад, з вапняку можна отримати мармур, з граніту — гнейс, з піску — кварцит.

Мінерали і гірські породи, які людство активно використовує у своїй життєдіяльності, називаються корисними копалинами. Що вони собою являють?

Це природні мінеральні утворення, які впливають на будову землі та земної кори. Вони можуть використовуватися в сільському господарстві та промисловості як в природному вигляді, так і піддаючись переробці.

Види корисних мінералів. Їх класифікація

Залежно від фізичного стану та агрегації, корисні копалини можна розділити на категорії:

1. Тверді (руда, мармур, вугілля).
2. Рідкі (мінеральна вода, нафта).
3. Газоподібні (метан).

Характеристики окремих видів корисних копалин

За складом і особливостям застосування розрізняють:

1. Горючі (вугілля, нафта, газ).
2. Рудні. Вони включають радіоактивні (радій, уран) і благородні метали (срібло, золото, платина). Є руди чорних (залізо, марганець, хром) і кольорових металів (мідь, олово, цинк, алюміній).
3. Нерудні корисні копалини відіграють істотну роль у такому понятті, як будова земної кори. Географія їх обширна. Це неметалеві і негорючі гірські породи. Це будівельні матеріали (пісок, гравій, глина) і хімічні речовини (сірка, фосфати, калійні солі). Окремий розділ присвячено дорогоцінним і виробних каменів.

Розподіл корисних копалин по нашій планеті безпосередньо залежить від зовнішніх факторів і геологічних закономірностей.

Так, паливні корисні копалини в першу чергу видобуваються в нафтогазоносних і вугільних басейнах. Вони мають осадочні походження і формуються на осадових чохлах платформ. Нафта і вугілля вкрай рідко залягають разом.

Рудні корисні копалини найчастіше відповідають фундаменту, виступам і складчастим областям платформних плит. У таких місцях вони можуть створювати величезні по довжині пояса.

Ядро

Земна оболонка, як відомо, багатошарова. Ядро розташовується в самому центрі, а його радіус приблизно дорівнює 3500 км. Його температура набагато вища, ніж у Сонця і становить близько 10000 К. Точних даних про хімічний склад ядра не отримано, але імовірно воно складається з нікелю і заліза.

Зовнішнє ядро знаходиться в розплавленому стані та має ще більшу потужність, ніж внутрішнє. Останнє піддається колосальному тиску. Речовини, з яких воно складається, перебувають у постійному твердому стані.

Мантія

Геосфера Землі оточує ядро і становить близько 83 відсотків від усієї оболонки нашої планети. Нижня межа мантії знаходиться на величезній глибині майже 3000 км. Дану оболонку прийнято умовно розділяти на менш пластичну і щільну верхню частину (саме з неї утворюється магма) і на нижню кристалічну, ширина якої становить 2000 кілометрів.

Склад і будова земної кори

Для того щоб говорити про те, які елементи входять до складу літосфери, потрібно дати деякі поняття.

Земна кора — це сама зовнішня оболонка літосфери. Її щільність менше в два рази в порівнянні з середньою щільністю планети.

Від мантії земна кора відділена кордоном М, про яку вже йшлося вище. Так як процеси, що відбуваються на обох дільницях, взаємно впливають один на одного, їх симбіоз прийнято називати літосферою. Це означає «кам’яна оболонка». Її потужність коливається в межах 50-200 кілометрів.

Нижче літосфери розташована астеносфера, яка володіє менш щільною і в’язкою консистенцією. Її температура становить близько 1200 градусів. Унікальною особливістю астеносфери є можливість порушувати свої кордони і проникати в літосферу. Вона є джерелом вулканізму. Тут знаходяться розплавлені вогнища магми, яка впроваджується в земну кору і виливається на поверхню. Вивчаючи ці процеси, вчені змогли зробити багато дивовижних відкриттів. Саме так вивчалося будова земної кори. Літосфера була сформована багато тисяч років тому, але і зараз в ній відбуваються активні процеси.

Структурні елементи земної кори

У порівнянні з мантією і ядром, літосфера — це жорсткий, тонкий і дуже крихкий шар. Вона складена з комбінації речовин, у складі яких на сьогоднішній день виявлено більше 90 хімічних елементів. Вони розподілені неоднорідне. 98 відсотків маси земної кори припадає на сім складових. Це кисень, залізо, кальцій, алюміній, калій, натрій і магній. Вік найдавніших порід та мінералів становить понад 4.5 мільярдів років.

Вивчаючи внутрішню будову земної кори, можна виділити різні мінерали.
Мінерал — порівняно однорідна речовина, що може перебувати як всередині, так і на поверхні літосфери. Це кварц, гіпс, тальк і т.д. Гірські породи складаються з одного або декількох мінералів.

Процеси, що формують земну кору

Літосфера взаємодіє з атмосферою, гідросферою і біосферою. У процесі синтезу вони утворюють найскладнішу і реакційно активну оболонку Землі. Саме в тектоносфері відбуваються процеси, які змінюють склад і будову цих оболонок.

Будова океанічної земної кори

Дана частина літосфери переважно складається з базальтових порід. Будова океанічної земної кори вивчено не так досконально, як континентальне. Теорія тектонічних плит пояснює, що океанічна земна кора є відносно молодою, а самі її останні ділянки можна датувати пізньої юрою.
Її товщина практично не змінюється з часом, так як вона визначається кількістю розплавів, що виділяються з мантії в зоні серединно-океанічних хребтів. На неї істотно впливає глибина осадових шарів на дні океану. У найбільш об’ємних ділянках вона становить від 5 до 10 кілометрів. Даний вид земної оболонки відноситься до океанічної літосфері.

Континентальна кора

Літосфера взаємодіє з атмосферою, гідросферою і біосферою. У процесі синтезу вони утворюють найскладнішу і реакційно активну оболонку Землі. Саме в тектоносфері відбуваються процеси, які змінюють склад і будову цих оболонок.
Літосфера на земній поверхні не однорідна. Вона має кілька шарів.

1. Осадовий. Він в основному утворюється гірськими породами. Тут переважають глини і сланці, а також широко поширені карбонатні, вулканогенні і піщані породи. В осадових шарах можна зустріти такі корисні копалини, як газ, нафта і кам’яне вугілля. Всі вони мають органічне походження.
2. Гранітний шар. Він складається з магматичних і метаморфічних порід, які найбільш близькі за своєю природою до граніту. Цей шар зустрічається далеко не скрізь, найбільш яскраво він виражений на континентах. Тут його глибина може становити десятки кілометрів.
3. Базальтовий шар утворюють породи, близькі до однойменного мінералу. Він більш щільний, ніж граніт.

Глибина і зміна температури земної кори

Поверхневий шар прогрівається сонячним теплом. Це геліометріческая оболонка. Вона відчуває сезонні коливання температури. Середня потужність шару складає близько 30 м.

Нижче знаходиться шар, ще тонший і крихкий. Його температура постійна і приблизно дорівнює середньорічній, характерною для цієї області планети. Залежно від континентального клімату глибина цього шару збільшується.
Ще глибше в земній корі знаходиться ще один рівень. Це геотермічний шар. Будова земної кори передбачає його наявність, а його температура визначається внутрішнім теплом Землі і зростає з глибиною.

Підвищення температури відбувається за рахунок розпаду радіоактивних речовин, які входять до складу гірських порід. В першу чергу це радій і уран.

Геометричний градієнт — величина наростання температури в залежності від ступеня збільшення глибини шарів. Цей параметр залежить від різних факторів. Будова та типи земної кори впливають на нього, так само як і склад гірських порід, рівень і умови їх залягання.

Тепло земної кори є важливим енергетичним джерелом. Його вивчення дуже актуально на сьогоднішній день.

• 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