Геологічна будова та рельєф дна світового океану

 

Відомо, що земна кора під материками і під ложем океану побудована неоднаково. Тип земної кори, характерний для материків, називається материковим. Товщина материкової кори в середньому – близько 35 км. Вона складається з трьох шарів. Верхній шар змінної товщини – осадовий. Нижче – так званий гранітний шар, утворений з порід, в яких пружні хвилі поширюються зі швидкістю близько 6 км/с. Товщина його сягає 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 товщина в середньому в 5 раз менше товщини материкової кори, тобто становить приблизно 7 км. При цьому (середні цифри) верхній шар – осадовий товщиною близько 1 км. Пружні хвилі в ньому поширюються зі швидкістю 1,5–4,0 км/с. Його підстилає «другий шар», товщина якого також близько 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.

До недавнього часу вважалося, що дно океанів характеризується відносно спокійним рельєфом, а певні геоморфологічні елементи поступово змінюють один одного в міру віддалення від материка. Проте, як показали результати фундаментального вивчення океанів та морів, рельєф дна останніх характеризується надзвичайною складністю, так само як і рельєф материків, тут поширені позитивні форми рельєфу, западини і відносно спокійні ділянки, які нагадують рівнини.

Саме загальне уявлення про характер рельєфу дна Світового океану дає гіпсометрична крива, що показує розподіл дна океану на різних ступенях глибини (рис. 1.1).

На дні Світового океану можуть бути виділені такі найбільші елементи – геоструктури, або планетарні морфо­структури: підводні окраїни материків, перехідна зона, ложе океану та серединно-океанічні хребти. Вони виділяються на основі значних відмінностей у будові рельєфу твердої земної поверхні і різних типів земної кори.

 

Рисунок 1.1 – Гіпсометрична крива (суцільна лінія) і узагальнюючий профіль дна Світового океану.

Планетарні морфоструктури дна Світового океану підрозділяються на мегаморфоструктури, або морфоструктури другого порядку (рис. 1.2). Підводні окраїни материків, що займають площу 80,6 млн км², які становлять 22,4 % загальної площі Світового океану, складаються з:

а) шельфу;

б) материкового схилу;

в) материкового підніжжя.

Перехідні зони діляться на перехідні області, кожна з яких представлена:

а) улоговиною окраїнного або серединного моря;

б) острівною дугою;

в) глибоководним жолобом.

 

Рисунок 1.2 - Схема Атлантичної підводної окраїни Північної Америки.

 

Ложе океану складається з океанічних улоговин та океанічних піднять різних типів. Серединно-океанічні хребти поділяються, в свою чергу, на рифтові та флангові зони.

Шельф (англ. shelf – уступ) являє собою підводну, нахилену в бік океану рівнину, яка безпосередньо прилягає до суходолу. Зі сторони океану він обмежується чітко вираженою бровкою. Середня глибина області шельфу становить 200 м, а бровка здебільшого розташовується на глибинах 100–130–200 м і дуже рідко занурюється до 300 м та більше. Шельф прорізають численні затоплені, напівпоховані більш пізніми донними відкладами річкові долини.

За сучасними даними на шельфах переважають піщані осадки, в меншій кількості глинисті (мулисті). Частина шельфу має кам’янисте дно. Карбонатні органогенні відклади трапляються в районах коралових рифів. Мул у багатьох місцях легко переноситься через зовнішній край шельфу і відкладається в більш глибоких частинах океану. Піднесені ділянки рельєфу шельфів мають завжди більш грубозернистий матеріал, ніж опущені. Мулисті осадки характерні для внутрішньоматерикових морів типу Балтійського та ізольованих заток. Для різних типів шельфів звичайно змінюється і характер осадків. Ще потрібно вказати, що існують райони, де осадки шельфу відрізняються від того складу, який виноситься річками (Жовте море на північ від півострова Шаньдун).

Шельфи є областями відносної спокійної тектонічної активності, крім шельфів Тихого океану, де розташовані глибокофокусні центри землетрусів. Тепловий потік майже нормальний – 1,1 10^-6 кал/см²∙с. Вулканізм на шельфах дуже рідкісне явище. Структура осадових порід шельфів показує, що вона є продовженням структури материків. Про це свідчить будова багатьох районів, таких як Каспійське, Азовське, Чорне моря, Мексиканська затока тощо.

Материковий або континентальний схил являє собою відносно крутий уступ, який простягається від бровки шельфу до глибини 2,0–2,5 км, а місцями і до 3,0 км. Нахил його поверхні становить 3–5°, а в окремих випадках досягає 25° і навіть 40°. Сама поверхня схилу розчленована підводними каньйонами. Деякі з них досягають довжини 50–60 км, при ширині 2–5 км і за межі схилу не виходять, проте відомі каньйони, які простягається на сотні кілометрів, перетинають материковий схил і досягають глибин 3500 м та більше. Деякі з них простежуються у межах зони шельфу і є підводним продовженням річкових долин, континентів. Континентальним схилам, площею близько 75 млн км², притаманні телескопічний рифтогенез з широкими і високими “сходинками” конкордатних ступінчастих глибинних скидів, поперечні трансформні розломи (Бата, Бланко, Романш, Північний Фанг і ін.), вулканізм, континентальні і морські літофації, гігантські конуси виносу осадків (Амазонський, Маккензі, Нігерійський, Міссісіпський і ін.), галокінез, глинодіапіризм, грязевулканізм, гігантські сучасні та палеоканьйони, стратиграфічні і кутові незгідності, гігантські підводні зсуви, олістостроми і рифти, складки, майже повсюдне газогідратне оледеніння осадової товщі з глибини 0,4–2,2 до 350–750 м нижче дна моря, а також величезні “багатоярусні” лінзи нижчезалягаючих газонафтоносних турбідних пісків і пісковиків в товщі червоних пелагічних глин (П.Ф. Гожик, В.А. Краюшкін, В.П. Клочко).

Гравітаційні процеси на материковому схилі являють собою важливий механізм пересування осадового матеріалу з шельфу і верхньої частини схилу на великі глибини. Генезис материкового схилу пов’язаний з тектонікою скидів, що проявляється тут достатньо яскраво. Це явище пов’язане 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. Вони отримали назви краєвих плато.

Геологічна будова вивчена недостатньо. Відомо, що під рихлими осадками на континентальному схилі залягають корінні осадові породи, іноді з стратиграфічними незгідностями. Кора назагал континентального типу. Під материковим підніжжям зникає гранітний шар. Сейсмічними дослідженнями встановлено існування великих тектонічних прогинів у межах материкового підніжжя (периокеанічні проги­ни), що простягаються на сотні тисяч кілометрів з амплітудою прогинання понад 10 км. Борти, що прилягають до континентів є крутими (30–70°), а протилежні – більш пологими (5–10°).

Практичний інтерес вивчення материкового схилу останнім часом, і починаючи з 80-х років минулого століття, зріс. Цьому сприяло застосування глибоководної техніки і технології – сейсморозвідки 3D і 4D, також буріння свердловин (до 10 км і більше по горизонталі), утримування плавучих платформ в акваторії глибиною 2000 м і більше.

Материкове підніжжя. Найчастіше 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 у районах величезних конусів виносу турбідітних потоків, пов’язаних з гирлами підводних каньйонів. Найпотужніші конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл великих річок з величезним твердим стоком, таких як Ганг, Інд, Міссісіпі, Конго (Заїр).

З материковим схилом пов’язана також діяльність донних абісальних течій, які переміщують вздовж материкового підніжжя величезні маси завислого та напівзавислого осадового матеріалу (“ абісаль ” з грец. - безодня).

Ширина материкового підніжжя змінюється від декількох десятків до сотень кілометрів, а глибина не перевищує 2–3,5 км. Характерною особливістю зони підніжжя є значна потужність осадків.

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 всій протяжності 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, острівних дуг і глибоководних жолобів.

Глибоководні моря, що відділяються острівними дугами, як правило, глибокі, нерідко дно їх нерівне, часто гористе, товщина донних відкладів у таких морях невелика. У деяких морях дно ідеально рівне, а товщина осаду перевищує 2–3 км. Отже, нагромадження 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. Найбільші з хребтів виступають над рівнем моря і утворюють острови (Курильські острови з їх діючими вулканами тощо). Острівні дуги витягнуті на сотні та тисячі кілометрів.

Є перехідні області, де не одна, а декілька острівних дуг. Інколи різні за віком дуги зливаються одна з одною, утворюючи великі масиви острівного суходолу. Найбільшим острівним масивом є Японська острівна дуга. Цікаво, що під такими великими масивами нерідко спостерігається земна кора континентального типу.

Важливою географічною та геологічною рисами перехідної зони є поряд з інтенсивною вулканічною діяльністю, висока ступінь сейсмічності руйнівної сили. Тут поширені як глибокофокусні (глибина > 300 км), так і середньофокусні (50–300 км) землетруси, що спричиняють гігантські хвилі цунамі.

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 Серединноатлантичний хребет, який можна прослідкувати до острова Буве у південній Атлантиці.

Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті ціла система окремих нагір’їв, 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. Назагал, це сама грандіозна гірська система на Землі, рівної якій за масштабами немає на суходолі.

Для осьової частини системи притаманна рифтова структура (англ. “ рифт” – розколина, ущелина) – вона розбита розломами того ж простягання, 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 у зоні серединно-океанічних хребтів.

Рифтові зони складені базальтами. Тут спостерігаються відкриті тріщини шириною декілька метрів та глибиною до 10 м, що простягаються на сотні метрів паралельно до осі рифту. У рифтових зонах окрім базальтів зустрічаються також габро, перидотити та інші магматичні породи. У декількох місцях хребти у вигляді вулканічних островів виходять на поверхню океану і теж складені базальтами – Азорські, Ісландія, Вознесіння, Трістан-да-Кунья.

Серединно-океанічні хребти розсічені сотнями зон розломів шири­ною 10–100 км, які виглядають на картах як субпаралельні смуги, що січуть серединно-океанічні хребти перпендикулярно їх простяганню. Рифтова зона хребтів часто зсунута по цих розломах на значні віддалі до 750 км, а по серії розломів до 4000 км. Розломи, що знаходяться між зміщеними рифтами, є сейсмічно активні. Зона розломів – це вузька смуга розчленованого рельєфу, лінійних хребтів і ус­тупів, які, переважно, ділять різні за середньою глибиною геоморфологічні провінції. Деякі зони розломів мають довжину до 3500 км. Розломи, що пересікають серединно-океанічні хребти, іменують трансформними. Зони розломів досить легко розпізнаються за характером магнітного поля.

Серединно-океанічні хребти характеризуються додатними аномаліями гравітаційного поля, дуже високим тепловим потоком та смугастим магнітним полем. Особливо слід наголосити, що різні аномалії мають різний напрям намагніченості, що обумовлено зміною магнітного поля Землі в часі.

За сейсмічними даними серединно-океанічні хребти мають таку геологічну будову:

1. Поверхневий шар є пухким, товщиною до кількох сотень метрів (у віддалених частинах від рифтової зони).

2. “Другий шар” – до 2–4 км товщини з швидкостями сейсмічних хвиль 4,5–5,5 км/с, що характерні для вулканічних порід (місцями з прошарками осадових порід).

3. На окраїнах хребтів є типовий океанічний шар (базальтовий), який чітко обмежений знизу границею Мохоровичича.

Під самим хребтом є потужний шар з швидкістю сейсмічних хвиль 7,3 км/с, тобто з більшою ніж у базальтовому, але меншою швидкістю ніж у мантії. Він поширюється на глибини 30–40 км, а до границі Мохоровичича практично не простежуються.

Декілька свердловин “Гломар Челленджера” пробурені у рифтових зонах. Вони пройшли осадовий шар віком до 10 млн років, який складений карбонатним мулом, а також розкрили другий і третій шар. Останні складені базальтами, серпентинізованими перидотитами, олівінами, габро-норитами. За період їх утворення намагніченість змінювалась тричі.

Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не більше 30–50 км.

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.

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 ширину і висотою від декількох десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення підвищень, що займають величезні площі.

Між хребтами та різноманітними підвищеннями знаходяться улоговини, які складають основну частину ложа Світового океану. Залежно від характеру будови поверхні дна океанічні улоговини діляться на два типи: плоскі абісальні рівнини та горбисті абісальні рівнини. Перші являють собою рівнинні простори з незначним нахилом, другі – характеризуються наявністю склепінчастих підвищень висотою 100–300 м при ширині від 1 до 10 км. Плоскі рівнини здебільшого поширені в межах Атлантичного океану, а горбисті характерні для Тихого океану.

Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють гори або (у рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що розташовані 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 є долини, інколи довжиною в декілька тисяч кілометрів.

Ложе океану асейсмічне, тобто тут, переважно, 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). Йому властива тонка океанічна земна кора, зверху залягають осадові відклади товщиною до 200–700 м, рідко більше. Нижче можуть бути наявні вулканогенні з прошарками ущільнених і метаморфізованих осадових порід, а потім типовий базальтовий шар. Товщина кори мала. Гравітаційне поле додатне, магнітні аномалії смугасті. Тепловий потік відповідає таким ж величинам, як і на материках.

Невід’ємною складовою ложа океанів є глибоководні жолоби (западини), які характеризуються найбільшою глибиною та знаходяться здебільшого на краю океанів, простягаючись паралельно до берегових гірських хребтів, або зовнішніх частинам острівних дуг. Найбільш поширені глибоководні жолоби у Тихому океані. Саме вздовж острівних дуг північної та західної частин останнього простягаються такі відомі жолоби, як Алеутський (глибина 7822 м), Курило-Камчатський (10542 м), Японський (8412 м), Ідзу-Бонінський (9810 м), Волкань (9156 м), Маріанський (11022 м), Яп (8527 м), Палау (8527 м) та багато інших.

У місцях інтенсивних процесів осадконагромадження частина жолобу може бути заповнена осадками. Осадки переважно органогенно-теригенні та вулканогенні. Кора під глибоководними жолобами звичайно океанічна. Утворення жолобів пов’язується з поглинанням земної кори у цих районах.

Окраїнні і внутрішньоконтинентальні моря, залежно від характеру будови їх дна, М.М. Страхов розділяв на плоскі та котловинні. До групи плоских морів цей дослідник відносив моря, які утворилися внаслідок опускання під воду ділянок суходолу та глибина яких назагал не перевищує глибини шельфу і тільки на локальних ділянках досягає 300–500 м. Такі моря ще називають епіконтинентальними (грец. “ епі” - на), тобто такими, що утворилися на континенті. До плоских морів відносяться Баренцеве, Карське, Біле, Північне, Азовське та інші.

Котловинні моря значно глибші в порівнянні з плоскими (2000-3500 м). У їх рельєфі присутні всі основні елементи, які характерні для океанів – область шельфу, континентальний схил, глибоководні улоговини та різноманітні підвищення. Здебільшого такі моря облямовані гірськими пасмами. Прикладом котловинних морів можуть бути Берингове, Охотське, Японське, Південнокитайське, Чорне та інші.

 

Оформлення звіту

Звіт про виконану роботу на стандартних аркушах паперу. У звіті коротко викласти мету роботи та загальні характеристики Світового океану, основні фізичні властивості морської води, а також зобразити геоморфологічну зональність дна та побудувати гіпсометричну криву Світового океану.

 

Запитання

1 Наведіть основні фізичні властивості морської води.

2 Схарактеризуйте хімічний склад океанічної води.

3 Що таке солоність води?

4 Наведіть характеристику будови шельфу.

5 Схарактеризуйте материкове підніжжя.

6 Що є характерним для будови острівних дуг?

7 Які елементи включає перехідна зона?

8 У чому полягає різниця у будові ложа океану та серединно-океанічних хребтів.

9 Що таке коралові рифи?

10 Схарактеризуйте принцип побудови гіпсографічної кривої?

ЛАБОРАТОРНА РОБОТА №2